Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Особенности строения рельефа и рыхлых отложений аккумулятивных равнин арктической Сибири 23
1.1. Ямало-Гыданская область
1.1.1. Строение рельефа и рыхлых отложений ключевых участков 5
1.1.2. История развития рельефа Западного Ямала и побережий Байдарацкой губы в конце позднего плейстоцена и голоцене
1.2. Северная часть Анабаро-Оленекского междуречья 40
1.3. Новосибирские острова .45
Выводы 54
Глава 2. Особенности строения рельефа и рыхлых отложений денудационных равнин арктической Сибири 56
2.1. Полуостров Таймыр 56
2.1.1. Северо-западный Таймыр 59
2.1.2. Северо-восточный Таймыр 67
2.2. Арктические острова "
2.2.1. Архипелаг Известий ЦИК 73
2.2.2. Остров Свердруп 76
2.2.3. Архипелаг Норденшельда 81
2.2.4. Другие острова 85
2.2.5. Подземные льды "о
выводы 97
Глава 3. Региональные закономерности распространения и морфологии озерных котловин 101
3.1. Ямало-Гыданская область 101
3.1.1. Ключевой участок "Виктория" 102
3.1.2. Ключевой участок "Бованенково"
3.1.3. Ключевой участок "Флокс" .-L-Lo
3.1.4. Анализ статистических закономерностей М4
3.2. Полуостров Таймыр AJ-8
3.2.1. Ключевой участок "Пясина" IJ-8
3.2.2. Ключевой участок "озеро Прончищева"
3.3. Анабаро-Оленекское междуречье 122
3.4. Новосибирские острова 124
3.5. Острова морей Карского и Лаптевых l.
Глава 4. Современная динамика рельефа озерных котловин 140
4.1. Аккумулятивные равнины, сложенные рыхлыми
отложениями с мощными залежами подземных льдов 141
4.1.1. Динамика площади водного зеркала озер
4.1.1.1. Сезонные изменения очертаний 1.41
4.1.1.2. Многолетние изменения очертаний 143
4.1.2. Влияние эрозионно-денудационных процессов на динамику водоемов т до
4.1.2.1. Речная эрозия тегт
4.1.2.2. Овражная эрозия
4.1.2.3. Термоденудация J53
4.1.2.4. Другие склоновые процессы 158
4.1.2.5. Дефляция 159
4.1.2.6. Термоабразия IS 4.1.3. Динамика берегов озер 4.1.4. Динамика хасыреев - 4.2. Денудационные равнины со сравнительно маломощным
чехлом рыхлых отложений 167
4.2.1. Распространение эрозионно-денудационных процессов 167
4.2.U. Эрозия 167
4.2.1.2. Термоденудация и
4.2.1.3. Склоновые процессы .
4.2.1.4. Дефляция 172
4.2.1.5. Термоабразия - "
4.2.2. Динамика водоемов 1 4
Выводы 175
Заключение 180
Литература
- История развития рельефа Западного Ямала и побережий Байдарацкой губы в конце позднего плейстоцена и голоцене
- Арктические острова
- Анализ статистических закономерностей
- Влияние эрозионно-денудационных процессов на динамику водоемов т до
История развития рельефа Западного Ямала и побережий Байдарацкой губы в конце позднего плейстоцена и голоцене
К аккумулятивным равнинам относятся [237, с. 17] "равнины, образовавшиеся в результате накопления толщ рыхлых отложений". Равнины такого типа занимают значительную площадь в Ямало-Гыданской области и на севере Якутии. Подробное изучение рельефа и рыхлых отложений производилось нами на ключевых участках, располагавшихся на обоих побережьях Байдарацкой губы, на Центральном Ямале, в приморской низменности Анабаро-Оленекского междуречья, в восточной части о.Котельного, а также на о.Фаддеевском (Новосибирские острова). Только морфометрические исследования (гл.З) производились также на участках аккумулятивных равнин в западной части Тазовского и в центре Гыданского полуостровов.
Низменные равнины полуостровов Ямальского, Гыданского и Тазовского входят в Ямало-Гыданскую область Северной геоморфологической провинции Западно-Сибирской равнины [52]. Они характеризуются наличием нескольких выровненных поверхностей, высота которых не превышает 250 метров над уровнем моря. Западный берег Байдарацкой губы входит в Пайхойский район Вайгач-Пайхойской области равнин и мелкосопочника, которая является частью Новоземельско-Пайхойской геоморфологической провинции [52], но строение рельефа и рыхлых отложений прибрежной полосы позволяет также считать ее аккумулятивной равниной.
По вопросу генезиса и возраста осадков, слагающих низменные равнины полуострова Ямал, имеются значительные разногласия. Многие исследователи [16, 48, 66, 218, 219 и др.] развивают морскую теорию образования осадков и рельефа полуострова, выделяя на равнинах севера Западно-Сибирской низменности несколько горизонтов рыхлых отложений, слагающих соответствующие уровни рельефа: Qn2 4 - салехардский морской и ледниково-морской уровень высотой 65-95 м (супесчано-суглинистые осадки с галькой и гравием); Qui - прибрежно-морской казанцевский уровень высотой 45-65 м (сложно построенная толща слоистых песков, супесей и суглинков); Qui2"3 -морской, лагунно-морской и озерный зырянско-каргинский уровень (каргинско-сартанский, по другим данным), или "Ш-я терраса" высотой 22-35 м (переслаивающиеся песчано-глинистые осадки с прослоями аллохтонного торфа и растительного детрита, ленточно-слоистые алевриты поименно-дельтового и латунно-эстуарного типа и прибрежно-морские глины и пески); Qui3"4 морской и лагунно-морской позднесартанскии уровень, которому соответствует аллювий П-й речной террасы; Qiv - морской и аллювиально-эстуарный раннеголоценовый уровень (осадки морской террасы высотой 7-12 м и аллювий 1-й речной террасы); QV2 - морские современные осадки низких террас и пойменный аллювий. Ледниковые и водно-ледниковые осадки зырянского времени (Qui2), по мнению сторонников морской гипотезы, распространены лишь в предгорьях Урала и в излучине р.Щучьей.
Характерной особенностью строения рыхлых отложений западной части Ямала являются мощные залежи пластовых льдов, вопрос о генезисе которых также дискуссионен. Формирование льдов могло происходить [34, 48, 68, 76 и др.] при промерзании водоносных морских отложений в условиях среднеплейстоценовой трансгрессии. Описан также инфильтрационно-сегрегационный механизм образования пластовых льдов при промерзании озерных таликов [82].
Другие исследователи [14, 45, 46, 96, 97, 103, 191, 192, 207, 251 и др.] считают, что в конце позднего плейстоцена в северную часть Западной Сибири вторгались крупные массы льдов с шельфа Карского моря. Пластовые льды Западного Ямала, по их данным, имеют погребенно-ледниковое происхождение, являясь захороненными реликтовыми остатками этого ледника. 1. I.J. Строение рельефа и рыхлых отложений ключевых участков
На исследованных участках выделяется несколько субгоризонтальных поверхностей, расположенных на высоте 45-65 м (казанцевский уровень); 25-40 м ("Ш-я терраса"); 10-18 м (И-я терраса); 4-8 м (1-я морская терраса) и 0,5 - 4 м (лайда и современная морская терраса) (рис.3, 5, 6). На западном побережье Байдарацкой губы три наиболее высоких уровня перекрыты толщей пылеватых и тонкозернистых светло-желтых песков с высыпками гальки, гравия, щебня. Фрагменты Ш-й террасы имеют здесь двучленное строение -мощная (10-15 м) песчаная толща с редкими небольшими торфяными линзами подстилается плотными бурыми и серо-бурыми суглинками с галькой и валунами диаметром до 1.25 м, которые в изобилии встречаются также на пляже под обрывами высотой до 30 м. В нижней части слоя суглинков наблюдаются редкие включения раковин морских беспозвоночных. Субгоризонтальные участки осложнены многочисленными конусообразными песчано-галечными холмами высотой до 5-6 м. Характерно значительное эрозионное расчленение.
На Центральном Ямале "Ш-я терраса" сложена преимущественно пылёватыми песками и алевритистыми суглинками с тонкой ленточноподобной слоистостью, перекрывающими сизые глины (рис.4). Важнейшими особенностями геологического строения территории является наличие мощных пластовых льдов, а также линз и прослоев криопэгов. Буровыми скважинами льды вскрыты на отметках от -8 м до +30 м над уровнем моря как под междуречьями, где достигают мощности 20-30 м, так и под поймой (мощность 6-9 м) и руслом р.Се яхи [77, 103, 133, 192]. Площадь отдельных ледяных тел превышает 10 км . Выявлено, что толщина ледяных пластов уменьшается параллельно уменьшению абсолютных отметок рельефа, нто дает основание говорить о ледяном стратиграфическом горизонте. Пласты льдов подстилаются песками, имеющими, по данным термолюминисцентного анализа
Арктические острова
Западная часть низкогорий Бырранга (Западно-Таймырские увалы) имеет сложный и расчлененный рельеф (рис. 13). Здесь выделяется несколько структурно-денудационных поверхностей высотой 80-100 м, 50-70 м (пользуется наибольшим распространением), 40-50 м, 20-30 м, 10-35 м и 0-2 м (современная морская терраса). Существенную роль в формировании рельефа играла блоковая тектоника. Разломы и структурные уступы преимущественно ЗСЗ-ВЮВ и ССЗ-ЮЮВ направлений обуславливают рисунок эрозионной сети. Широко распространены обрывы и гряды, сложенные песчаниками и сланцами палеозоя. Мощность делювиально-элювиальных валунно-глыбовых отложений обычно не более 5 м. В депрессиях и долинах рек распространены суглинистые осадки с маломощными ПЖЛ. Низкие морские террасы занимают небольшую площадь близ устьев рек Лемберова, Максимовки и др. С удалением от берега увеличивается распространение нагорных террас.
Сходное строение имеет северо-западное побережье Таймыра в районе залива Миддендорфа (рис.14). Сложенные архейско-протерозойскими гранитоидами и кристаллосланцами возвышенности высотой до 310 м (гора Черная) разделены грабенообразными депрессиями. На курумовых склонах
Рельеф полуострова Челюскин образован останцовыми платообразными возвышенностями высотой до 350 м (горы Аструпа, Свердрупа, Гранитная и др.) со склонами крутизной до 40-50, к которым причленены плоские аккумулятивные террасы высотой 50-75, 25-40 и 5-15 м (рис.15). Крутой западный уступ горы Аструпа и каньонообразный характер долины р.Серебрянки могут быть связаны с дизъюнктивными нарушениями.
В полукруглом понижении между двух песчано-галечных холмов в долине ручья на высоте около 40 м над уровнем моря обнаружены многочисленные остатки морских раковин Hiatella arctica (резко преобладает), Муа truncata, Масота calcarea, Tridontia borealis, Balanvs sp.. Подобный комплекс характерен для описанных [64] в районе горы Аструпа морских отложений казанцевского возраста. Высота каргинской морской террасы, сложенной, по данным этих исследователей, песками, алевритами и глинами с очень редкими обломками морской фауны, колеблется на Северном Таймыре от 10 до 50 м. Существует также точка зрения [201], что эти поверхности отражают два уровня стояния бореального моря. Морская терраса высотой 5-15 м, скорее всего, имеет голоценовый возраст.
Сверху все террасы перекрыты чехлом вязких тяжелых малольдистых суглинков. В долинах рек обнажаются разнозернистые плохо сортированные пески с гравием, галькой, редкими валунами и маломощными ПЖЛ. На бровках террас в песчаных раздувах встречаются многочисленные валуны и глыбы, широко распространенные также на площадках террас. Среди них преобладают кварцевые, отмечаются глыбы сланцев, песчаников, гранитоидов. Большая
Рисі 8. Фрагмент геоморфологической схемы побережья моря Лаптевых в районе островов Петра часть обломков неокатанна (52 %), 1-й класс окатанности имеет 32 % обломков, П-й - 7 %, Ш-й - 6 %, IV-й - 3 %. Слабая окатанность, отсутствие сортировки, наличие большого количества валунов и глыб, а также своеобразных холмов в месте находки фауны может свидетельствовать об обработке этого района ледником или потоками талых ледниковых вод. Возможно, сартанское оледенение здесь было малоинтенсивным, в виде малоподвижных ледниковых куполов на останцовых возвышенностях, не производивших значительной экзарации.
Эта территория относится к числу наименее изученных регионов Российской Арктики. Имеющиеся данные по строению рельефа относятся в основном к побережью моря Лаптевых [15, 119, 124, 128, 173, 186]. Здесь низкогорья и возвышенные равнины северо-восточных отрогов Бырранга, сложенные ордовикскими, каменноугольными и пермскими карбонатными породами (доломиты, известняки, мраморы) с интрузиями габброидов, подходят на 10-15 км к морю. Горы практически лишены растительности, имеют острые гребни, кароподобные ниши, обвально-осыпные склоны крутизной до 40-45. Примыкающие к основанию гор наклонные (12-15) поверхности сложены галечниками со щебнем и супесчано-суглинистым заполнителем. Обломки самой разнообразной окатанности слагают широко распространенные крутосклонные (35-45 ) холмы высотой до 2-3 м с плоскими и конусообразными вершинами. Наряду с ними на междуречьях часто встречаются выходы коренных пород, россыпи щебня и глыб аргиллито-алевролитовых сланцев.
Второй ярус рельефа составляют террасовидные поверхности, снижающиеся к востоку и сложенные в основном суглинками с многочисленными глыбами диаметром до 1,5 м, галькой и щебнем. Выделяются фрагменты денудационных поверхностей на высотах 160-190, 130-150, 120-130 и 80-100 м.
В районе озера Прончищева широко распространены галечные холмы. Наибольшую площадь здесь (рис.16) занимает субгоризонтальная поверхность
РисДЭ. Схема водосборных бассейнов рек и озер участка Восточного Таймыра высотой 95-115 м, сложенная в основании (рис.17) преимущественно галечниками с линзами суглинков, песков, прослоями валунов и глыб. В нижней части разреза галечники прилегают к вязким темно-серым глинам. Вся толща насыщена галькой, щебнем, дресвой и гравием, преобладают обломки I-I1 классов окатанности. Эти осадки можно отнести к ледниковым или водно-ледниковым. Они перекрываются примерно двухметровой толщей почти чистых оскольчатых суглинков с единичным щебнем. Криогенная текстура суглинков в основном слоистая, мощность горизонтальных шлиров льда достигает 1-3 см. Аналогично подобным отложениям в западной части Таймыра, для которых большинством исследователей принят озерный генезис [146, 180, 217], эти осадки также можно считать озерными. Разрез замыкается сизовато-серыми суглинками с галькой, щебнем и ПЖЛ шириной до 1 м. Обнаружена кость мамонта.
Анализ статистических закономерностей
Озера северной части Таймыра изучены недостаточно. Про большую часть из них нет никаких сведений, глубины известны лишь в водоемах, используемых для рыболовства. За последние несколько лет Российско-Германская экспедиция (ААНИИ, Институт полярных и морских исследований им. А.Вегенера) провела обширные работы на некоторых озерах в северовосточной части Северо-Сибирской низменности (Лабаз, Кокора и др.), на озерах Таймыр и Левинсон-Лессинга в горной части полуострова [71]. Материалы экспедиции обрабатываются.
Ключевой участок "Пясина" Территория ключевого участка охватывает низкую дельтовую равнину р.Пясины, сложенную верхнечетвертичными и голоценовьши песчано-суглинистыми осадками, и Западно-Таймырские увалы (максимальная высота до 416 м), в строении которых преобладают осадочные породы палеозоя (гл.2). Озера в Западно-Таймырских увалах встречаются сравнительно редко, в основном на современной и 1-й морских террасах, а также в отдельных глубоких (до нескольких десятков метров) котловинах с крутыми (15-20) склонами. Для примыкающей к дельте р.Пясины с севера территории характерно почти полное отсутствие озер, обусловленное значительным распространением склонов различной крутизны и в основном выпуклого профиля, затрудняющего застаивание воды, а также малая мощность и низкая льдистость рыхлого чехла. Редко встречаются небольшие (диаметром до 1 км) днища спущенных озер.
Глубины озер на П-й и Ш-й террасах в районе мыса Стерлегова не превышают, по данным сотрудников полярной станции, 0.5-2 м. В среднем течении р.Пясины на речных террасах глубина озер не превышает 2-2.5 м [79], преобладают небольшие озерки глубиной до 0.5 м на участках полигонального рельефа. Дельта р.Пясины заозеренна заметно сильнее, чем окружающие ее Западно-Таймырские увалы. Преобладают небольшие (до 10 000 м2) водоемы. Озера на высокой и средней поймах имеют в основном округлые очертания, на низкой - линейно-вытянутые. На поверхности низкой поймы практически отсутствуют аласы, которые занимают 9 % поверхности высокой поймы и 12,5 % - средней поймы. Меньшая площадь котловин на поверхности высокой поймы объясняется меньшей льдистостью слагающих ее песков с массивной криогенной текстурой. Некоторые участки средней поймы состоят почти исключительно из слившихся между собой склонов и днищ аласов, часть днищ которых занята озерами. В днищах аласов на поверхности средней поймы вскрываются оглеенные супеси и суглинки с большим количеством растительного детрита.
Казалось бы, с понижением абсолютной высоты дельтовых поверхностей должна уменьшаться и медианная высота урезов воды на них. И действительно, в районе III дельты, состоящем в основном из массивов низкой поймы (высотой 0,5-2 м), и медиана, и особенно средние значения высоты урезов воды озер заметно меньше (табл.13), чем в 1-м районе (массивы 1-й террасы и высокой поймы высотой 4,5-7 м) и во П-м (в основном массивы средней поймы высотой 1,5-4,5 м). Но наиболее высоко расположенные водоемы находятся не в 1-м районе, а во 11-м.
Вероятно, это следует объяснить тем, что большая часть 11-го района расположена на дельтовых островах и лежащие ближе к урезу водоемы активнее спускаются рекой. На поймах 1-го района динамика озер существенно менее интенсивна. Также видно, что именно во 11-м районе особенно много (26 %) водоемов, расположенных на высотах 3.5-4.5 м (средняя пойма). 63 % озер в дельте находятся на высоте 1.0-2.5 м над уровнем моря (табл.14), на низкой пойме. Наиболее четко ярусность в расположении водоемов проявляется в при графическом представлении результатов статистического анализа выявилось два максимума встречаемости озер: на высотах 1.9 ми 3.7-4.2 м районе II, где чаще всего они встречаются на высотах 0.5-1.0 м, 1.5-2.5 ми 3.5-4.5 м. Наиболее вероятной причиной такого распределения водоемов в дельте р.Пясины являются, на наш взгляд, колебания уровня моря.
Накопление аллювия в дельте происходило во время повышений уровня моря 6-9 (1-я терраса), 3.5-4.5 (высокая пойма), 2.5-3 (средняя пойма) и 0.9-1.4 (низкая пойма) тыс.лет назад. В это время формировались первичные водоемы в неровностях руслового рельефа и сингенетические ПЖЛ. Затем водоемы расширялись и углублялись за счет абразии и вытаивания ПЖЛ, а в периоды регрессий значительная часть их спускалась, следствием чего является большое количество аласов на поверхностях высокой и средней поймы. Можно предположить, что озера на высоте 3.5-4.5 м формировались в максимум трансгрессии 2,5-3 тыс.лет назад. Трансгрессия 0.9-1.4 тыс.лет назад имела два разновысотных максимума подъема уровня воды, каждому из которых соответствует уровень озер на низкой пойме (0.5-1.0 м и 1.5-2.5 м).
Многочисленные озера на верхней и средней поймах р.Пясины, сформировались, видимо, при расширении образовавшихся в углублении русла и пойм небольших водоемов и стариц термоабразией и вытаиванием ПЖЛ. Небольшая в целом мощность ПЖЛ в дельте не позволяла озерам углубляться, и они увеличивали свою площадь за счет разрушения берегов.
Заозеренность этого района в целом невелика (1.9 %). Большая часть озер в этой части Таймыра находится на поймах рек и в отдельных котловинах, плоских увлажненных понижениях и ложбинах, разделяющих байджерахи высотой 1-4 м, на субгоризонтальных участках междуречий. Маломощные ПЖЛ иногда обнажаются в стенках термокаров рядом с озерами. Наиболее часто водоемы встречаются на высотах 80-90 м и 110-120 м; в интервале высот 80-120 м находится 76 % всех озер. Мелкие (до 1 м) пойменные озера имеют галечные днища и вытянуты вдоль русла. Большая часть водоемов на участках протаивания ПЖЛ - небольшие (до 200 м) и неглубокие (до 1 м) округлые или овальные озерки, днище которых покрыто слоем вязкого серого ила со щебнем и дресвой и заросло водорослями. Озера промерзают до дна, на котором часто обнаруживаются следы морозобойных трещин. Берега большей частью низкие, заболоченные, редко - абразионные высотой до 1 м. Площадь водоемов уменьшается за счет зарастания.
Более крупные озера обычно связаны с озером Прончищева или реками Кульдимой и Прончищева протоками, через которые сбрасывается избыток талых вод. Некоторые из них ранее были заливами озера Прончищева, так как отделены от него узкими (100-150 м) невысокими (до 0.5 м) перемычками. После понижения уровня озера до современного и спуска части озер остались хорошо выраженные в рельефе заболоченные котловины, днища которых заняты полигональным рельефом и осложнены буграми пучения высотой до 0,5 м. Ширина аласов достигает 750 м, глубина - 10-15 м, крутизна склонов до 20 . Располагающиеся в них озера имеют берега сложной конфигурации и сток через ручьи, текущие в травянистых руслах.
Одним из крупнейших водоемов Восточного Таймыра является озеро Прончищева. Его площадь около 38 км2, окружность - 37 км, максимальный диаметр - 12 км. Почти правильная округлая форма водоема нарушается вытянутым на 4 км к северу извилистым заливом. Глубина его 7,4 м; глубина озера неизвестна. В водоем впадает 15 ручьев, а вытекает на юге лишь протока Широкая, впадающая в реку Прончищева. Северный залив как бы продолжает верхнюю часть долины Кульдимы. Его кутовая часть подмывает галечно-щебнистые обрывы высотой до Юм. Междуречье Кульдимы и озера представляет собой слабо расчлененную выровненную поверхность шириной до 1 км, высотой ее над урезом озера 12-15 м, над урезом Кульдимы,- 10-12 м. В позднеледниковое (сартанское) время озеро Прончищева перешло из бассейна р.Кульдимы в бассейн р.Прончищева (см. главу 2.1).
Влияние эрозионно-денудационных процессов на динамику водоемов т до
По морфологии выделяется две группы берегов - отмелые низменные и приглубые. Первые осушаются даже при небольших падениях уровня воды и становятся ареной действия дефляции и эрозии. Скорость ежегодного сокращения площади водного зеркала осушающихся озер составляет несколько метров (чем крупнее и мельче озеро, тем быстрее оно отступает). Берега таких водоемов зарастают сначала отдельными куртинами злаков, а затем покрываются густым травянистым покровом. К островам и косам причленяются новые и новые участки, отмели присоединяются к основному берегу. Среди отмелых чаще встречаются стабильные (зарастающие) берега.
На приглубых, чаще крутых и высоких берегах, наблюдается интенсивное развитие склоновых процессов. По преобладанию одного из них выделяются эрозионные и абразионные берега (эти два типа распространены наиболее широко), а также термокаровые и оползневые (сплывные). Наибольшее разнообразие типов берегов и наиболее высокие скорости отступания характерны для междуречных и пойменных озер (табл.22).
Приглубые берега пойменных озер обычно заросли ивой, осоками, покрыты плотной дерниной и потому очень устойчивы к абразии. Характерно отчленение растительностью небольших участков озер и их постепенное зарастание. Если высота берегов достигает 0.6-1.0 м, то на них иногда происходит отседание блоков дернины шириной до 1 м и последующий размыв обнажающегося грунта.
Средние скорости отступания берегов достаточно велики лишь в случае выходов у уреза озера залежей подземных льдов (термокаровые берега). Тогда здесь может произойти локальное расширение площади озер за счет активных процессов термоденудации. На интенсивность разрушения берегов, сложенных высокольдистыми породами, оказывает влияние множество факторов: экспозиция, крутизна и высота берега, его геологическое строение (наличие подземных льдов, криогенная текстура, механический состав грунта), а также направление и сила господствующих ветров, температура воды, длительность безледного периода. Активное разрушение берегов начинается уже в апреле, когда на освещенных солнцем участках возобновляется ручейковый смыв за счет таяния снега и текстурообразующих льдов, осыпание (на более крутых и сухих участках) и течение грунта. Интенсивность денудации столь высока, что вблизи обрыва слышен непрерывный шум сносимого материала. Как только берег оказывается в световой тени, процессы замирают, так как температура воздуха остается отрицательной. Понятно, что высокие скорости отступания берегов не остаются постоянными и находятся в тесной зависимости от сочетания вышеперечисленных факторов. Поэтому скорость денудации сильно колеблется как от суток к суткам, так и от года к году. Приглубый берег одного из водоемов в долине р.Сеяхи отступает со средней скоростью 4 м/месяц [159], но отмечены и большие скорости, до 0,5 - 0,8 м/сутки. Сползающий к урезу материал перерабатывается волнами. Наиболее часто очертания берегов упрощаются в результате совместной деятельности термокаров и абразии -размыв мысов, разрушение полигонального рельефа и превращение берегов в прямолинейные. Мысы часто разрушаются также оползнями-сплывами, оставаясь в виде своеобразных конусов вязкого суглинистого материала. Его размыв волнами приводит к характерной высокой мутности таких озер, хорошо заметной на АФС. Расширяющийся водоем сразу видно по контуру берега, так как появляются полукруглые заливы, расширяющиеся по периметру. При наличии мощной залежи льда озеро приобретает вид типично термокарстового "озера-медвежонка" [208], то есть состоит из нескольких изометричных заливов, сочленяющихся друг с другом. Такие водоемы встречаются, в частности, на пойме рек Сеяха и Надуйяха. Часто высокий интенсивно отступающий берег сменяется низким стабильным. Почти всегда в озерах с интенсивно отступающими берегами на противоположных формируются отмели, постепенно зарастающие.
Оползневые берега приурочены в основном к междуречным и пойменным озерам.
Преобразование широко распространенных эрозионных и абразионных берегов происходит с небольшими скоростями. Низменные берега крупных пойменных озер весьма устойчивы к абразии благодаря плотной мохово-осоковой растительности не только на берегу, но и на дне. Она сильно уменьшает энергию волн. А на небольших озерах на междуречьях, к тому же находящихся обычно в котловинах, высоких волн не образуется. Исключением являются песчаные берега, заметно размываемые даже на небольших водоемах в долине р.Надуйяхи. Эрозионные берега в естественных условиях также достаточно стабильны. Но при антропогенном воздействии их контуры могут значительно изменяться: вблизи кустов скважин с полностью уничтоженной дерниной образуются овраги с конусами выноса; усиливается абразия; в результате увеличения глубины протаивания вскрываются подземные льды и т.д.
Для развития аласной котловины определяющим фактором является ее водный режим. На аласах с относительно большой водосборной площадью в годы с повышенной увлажненностью озера расширяются настолько, что обрушение берегов приводит к слиянию нескольких котловин. Более молодые аласные котловины, как правило, обводнены сильнее, чем старые. На территории Центральной Якутии установлено [22] несколько эпох с различной увлажненностью, отражающихся в изменении уровня озер (табл.23). Внутри этих эпох колебания уровня аласных озер на Лено-Амгинском междуречье зависят от общей увлажненности территории, от распределения осадков по сезонам и от температуры воздуха летом. Наиболее заметные следы в развитии аласов составляют 150-180-летние циклы. Последнее их массовое расширение происходило с 20-х гг. XIX в. до начала текущего столетия, в период повышенной увлажненности территории. Следующее массовое обводнение аласов наблюдалось в 1980-84 гг., а затем вновь они начали осушаться. Как показано выше, на Центральном Ямале в это время наблюдалась похожая картина.
Состояние хасыреев также значительно изменяется по сезонам. Во время половодья значительная их часть затапливается. Так, ежегодно полностью покрывается водой урочище Лабдонгумнгынге, один из наиболее четко выраженных хасыреев на пойме. Хорошо видны углубления на днище котловин - термокарстовые ямы, где вода остается и в межень.
