Термоабразия — это процесс разрушения берегов и подводного берегового склона, сложенных многолетнемерзлы-ми дисперсными породами, под совместным механическим и тепловым воздействием водных масс водоемов. Закономерности развития этого процесса, его размещение и роль в формирова-

125

нии криолитозоны арктического шельфа (VIII) наиболее пол­но изложены в монографии Ф. Э. Арэ (1980). Термоабразия является ведущим процессом в формировании берегов морей Арктического бассейна, а также играет значительную роль в развитии термокарстовых озер (см. III.9) и искусственных во­дохранилищ в области распространения ММП. Примерно на 40% длины материковой береговой линии арктических морей России распространены берега термоабразионного типа. Актив­но развивается термоабразия берегов, сложенных дисперсными высокольдистыми породами на водохранилище Хантайской ГЭС. Общие закономерности развития термоабразии в целом одинаковы для различных водоемов (морей, озер, водохрани­лищ). Особенности проявления процесса связаны только с раз­личиями гидрологического режима, зависящими от их геогра­фического положения, размеров, глубины, термического и ле­дового режимов, солености.

Термоабразия берегов происходит преимущественно в ре­зультате размыва подводного берегового склона под воздейст­вием волнения и течений. У основания берегового уступа фор­мируется термоабразионная ниша размыва, углубление которой приводит к обрушению глыб мерзлой породы. Обвалившиеся глыбы размываются водой, предохраняя в это время берег от дальнейшего подмыва. После их размыва начинается формиро­вание новой ниши, и цикл повторяется. При невысокой актив­ности размыва ниша не образуется, и обрушение берегов не происходит. На небольших термокарстовых озерах со слабыми волновыми процессами и незначительным размывом отложений термоабразия развивается в основном за счет теплового влия­ния водных масс.

Ф. Э. Арэ подчеркивает три особенности размыва подвод­ного берегового склона, сложенного мерзлыми отложениями, отличающие его от размыва немерзлых пород: 1) скорость раз­мыва зависит от температуры и солености воды; 2) объем на­носов, поступающих на подводный склон, меньше размытого объема льдистых отложений; 3) оттаивание мерзлых пород и подземного льда сопровождается тепловой осадкой. Это при­водит к углублению водоема и увеличению энергии волнения.

Надводная часть берегов подвергается термоденудации — процессу, который включает оттаивание мерзлых отложений и залежей подземного льда под действием солнечной радиации и тепла воздуха, а также снос оттаявших масс по склону. Ме­ханизмы этого процесса наиболее полно изучены Л. А. Жига-ревым (1975). Термоденудация приводит к выполаживанию бе­реговых уступов, подверженных термоабразии. После прекра­щения последней термоденудация затухает.

Региональные особенности развития термоабразии сущест­венно определяются составом отложений и их льдистостью. В подводной части термоабразионных склонов в большинстве случаев оттаивание опережает размыв. Это предопределяет воз-

126

действие волнового процесса на слой оттаявших слабоконсоли-дированных пород. Поэтому мерзлое состояние дисперсных от­ложений практически не препятствует размыву берегов. Наибо­лее легко размываются пылеватые супеси и суглинки, харак­терные для различных генетических типов четвертичных отло­жений мерзлой зоны и обладающие часто высокой льдисто-стью. Эти отложения в зоне волнового воздействия образуют взвеси, перемещаются на большие расстояния и переотлагают­ся на дне озер, водохранилищ и морского шельфа, образуя со­ответствующие отложения и рельеф дна.

Льдистость пород очень сильно влияет на термоабразию, особенно если она превышает пустотность в талом состоянии, т. е. когда порода распучена. Поэтому при анализе термоабра­зии по льдистости выделяются отложения: 1) не дающие осад­ки при оттаивании и 2) дающие осадку при оттаивании. Суще­ственно, что увеличение льдистости ведет   (при прочих равных условиях) к увеличению скорости термоабразии, предельной величине отступания берега и времени, необходимого для вы­работки профиля равновесия подводного берегового склона. При очень высокой льдистости пород или размыве залежей подземных льдов происходит так называемое «неограниченное отступание» берегов, продолжающееся до появления в берего­вом уступе менее льдистых пород. По Ф. Э. Арэ, неограничен­ное отступание берегов возможно, если критическая льдистость пород больше критического уровня воды ( G_B < G_K ). Критичес­кая льдистость G_B — это такое содержание льда в породе, при котором его полное протаивание вызывает осадку поверхности суши до уровня воды в водоеме. Критическим называется уро­вень воды G_K, совпадающий с уровнем поверхности пород, сла­гающих берег после их полного протаивания и осадки. При G_B>G_K вырабатывается профиль равновесия подводного бере­гового склона. Важную роль в развитии термоабразии имеет и криогенное строение отложений, особенно наличие в них пов­торно-жильных льдов. Последнее ограничивает глубину ниш размыва размерами полигональных блоков, поскольку сопро­тивление на разрыв у жильного льда существенно ниже, чем у мерзлой породы. В результате отрыв подмытых блоков в тер­моабразионных берегах происходит по ледяным жилам. Чем меньше размеры полигонов, тем чаще обрушаются блоки и быстрее происходит их размыв. Таким образом, общее зональ­ное увеличение льдистости тонкодисперсных отложений, нали­чие залежей подземных льдов (IV.2, IV.3) создают в целом бо­лее благоприятные условия для развития термоабразии в арк­тических районах. В пределах одного района более подверже­ны этому процессу высокольдистые отложения, подошва кото­рых залегает ниже уровня водоема.

Скорость термоабразии сильно зависит от интенсивности и продолжительности волнового воздействия. Чем сильнее вол­нение, тем быстрее происходит размыв оттаявшей породы и тем

127

меньше по мощности талый слой покрывает мерзлую породу, предохраняя ее от теплового и химического воздействия воды в водоеме. Наиболее быстрое протаивание происходит, если по­верхность ММП оголена, т. е. даже тонкий оттаявший слой размывается и уносится волнами. Поэтому максимально быстро идет термоабразия при высоком уровне воды в водоеме и сильном волнении. На арктическом побережье это происходит в период штормов при нагонных ветрах, здесь размыв донных отложений происходит примерно до изобаты 20 м. При боль­ших глубинах мерзлые донные отложения испытывают только тепловое и химическое воздействие соленых вод.

Волнение большой интенсивности характерно только для крупных водоемов. Оно увеличивается к северу вследствие воз­растания частоты и скорости ветров в летне—осеннее время, когда на водоемах отсутствует ледовый покров. Минимальные скорости ветра характерны для таежной зоны, максимальные — для арктической тундры. Это увеличивает интенсивность тер­моабразии к северу. Вместе с тем термоабразия имеет место только в период отсутствия ледового покрова на водоемах. С юга на север безледный период сокращается. Это является условием, в определенной мере компенсирующим известное уве­личение интенсивности этого процесса и уменьшающим его сум­марный геологический эффект. Противоположная закономер­ность установлена Ф. Э. Арэ для небольших по размеру термо­карстовых озер, на которых не развивается сильного волнения. Здесь термоабразия, в целом сильно замедленная, является ре­зультатом теплового разрушения льдистых пород. Поскольку к северу температура озерных вод понижается и период их воз­действия сокращается, в этом же направлении зонально осла­бевает суммарный эффект термоабризии берегов малых озер.

Развитие надводной части склонов зависит от особенностей термоденудации. Термоденудация активно проявляется в бере­гах, сложенных высокольдистыми отложениями, особенно «ле­довым комплексом» (IV.2) и пластовыми залежами подземного льда (IV.3). Ее интенсивность зонально возрастает к югу с увеличением суммарной радиации, температур воздуха и про­должительности безморозного периода. Характерной особенно­стью термоденудации берегов на арктическом побережье явля­ется отсутствие влияния экспозиции склонов на скорость про­цесса. Обусловлено это коротким, холодным, облачным и дожд­ливым летним сезоном, когда абсолютно преобладает рассеян­ная радиация. Скорость термоденудации в таких условиях по наблюдениям на побережье моря Лаптевых составляет за ПО суток активного таяния на наклонных обнажениях «ледового комплекса» 3—3,5 м, а на отвесных — 4—5 м. Она существен­но уменьшается на подветренных склонах, где скапливаются мощные снежники, предохраняющие их от оттаивания.

К югу, в глубь континента, на скорость термоденудации на­чинает влиять экспозиция склонов. Это связано с увеличенн­ое

ем доли прямой радиации и большим радиационным балансом экспонированных на юг склонов. Большая скорость термоде­нудации при невысокой интенсивности термоабразионного под­мыва берегов приводит к тому, что на склонах южной экспози­ции скорость процессов выше, в силу чего они быстрее достига­ют равновесного профиля. В результате они имеют более вы-положенный характер, чем северные.

Скорость отступания термоабразионных берегов существен­но изменяется в пространстве и во времени. Максимальные скорости отступания берегов, сложенных отложениями «ледо­вого комплекса», зафиксированы Я. Я. Гаккелелем при разру­шении о-ва Семеновского в море Лаптевых, когда в течение двух лет она достигла 55 м/год. Для берегов, сложенных «ле­довым комплексом» и аласными отложениями (IV.5), наиболь­шие величины локальных средних за год скоростей по много­летним наблюдениям составляют примерно 10 м/год, а преоб­ладают скорости 2—6 м/год. Для берегов, имеющих протяжен­ность в десятки километров, средние взвешенные по длине ско­рости термоабразии обычно не превышают 2 м/год (Арэ, 1980). Скорости термоабразии морских берегов, сложенных высоко-льдистьщи тонкодисперсными отложениями, в сопоставимых ус­ловиях в 3—4 раза превосходят скорость абразии берегов, сло­женных близкими по составу немерзлыми отложениями. Вмес­те с тем средние годовые скорости близки между собой. Это связано с тем, что арктические моря большую часть года по­крыты льдом. Повышение ледовитости моря снижает, а пони­жение — увеличивает скорости термоабразии. Поэтому в холод­ные циклы лет отступание термоабразионных берегов Арктиче­ского бассейна уменьшается (или вовсе прекращается), в теп­лые—возрастает.

Наблюдения за современными скоростями морской термоаб­разии позволяют использовать их для палеогеографических ре­конструкций. В период позднеплейстоценовой регрессии моря (см. 1.3), когда его уровень понижался до 100 м по сравнению с современным, береговая линия смещалась к северу до не­скольких сотен километров и обнажался арктический шельф, абразия берегов моря и немногочисленных озер практически полностью прекращалась. Этому способствовало также сильное похолодание, вызвавшее сильное оледенение Арктического бас­сейна. На Арктических равнинах Восточной Сибири накапли­вался «ледовый комплекс», мощность которого на осушенной части шельфа уменьшалась к северу. Примерно 12 тыс. лет на­зад в связи с распадом материкового оледенения начались по­тепление и трансгрессия моря (VIII). Прибрежная часть мо­рей летом стала освобождаться от льда, способствуя проявле­нию термоабразии. Уровень моря стал быстро повышаться и достиг в Восточно-Сибирском секторе Арктики современной от­метки примерно к концу голоценового оптимума (4,4—5 тыс. лет тому назад). В этот период скорость подъема уровня моря и

5 Н. Н. Романовский                                                                                           12У

затопления морского дна существенно превышала возможные скорости термоабразии, которые в период оптимума могли быть в 1,5—2 раза больше современных. Таким образом, при затоп­лении арктического шельфа термоабразия имела второстепен­ное значение. Только верхние слои льдистых отложений были переработаны этим процессом, остальные протаивали под мо­рем в субаквальном положении. После голоценового оптимума скорость термоабразии морских берегов, сложенных «ледовым комплексом» и отложениями аласов, стала близка к современ­ной. За 5 тыс. лет берег моря мог отступить на 10—20, а мес­тами на 50 км. В пределах этой полосы указанные отложения были переработаны термоабразией.