盆地热岩溶
热岩溶盆地是由永久冻土退化形成的封闭洼地。他们通常是0.5 -20米深,0.01直径5公里,和许多包含站水(热岩溶池塘和湖泊)。盆地是由水水洼或植被退化等因素。热岩溶池塘或湖泊有时发生在网站开发,解冻在静水,尤其是在ice-wedge十字路口或low-centred多边形,以及在小流(疏浚和尼克松1979年)。这种特定场地干扰的可能性可能增加了区域气候变暖等干扰(燃烧和史密斯1990)。raybet雷竞技最新
盆地增加深化和扩大。深化提升的池塘水盆地楼、特别是水深超过冬天的湖冰的最大厚度(m ~ 2);当这种情况发生时,底层水温度超过0°C,导致连续解冻的潜在过剩冰和沉降的湖底。池塘和湖泊也永久冻土层解冻在他们的利润率,导致银行沉降,下滑湖的海岸线和下沉或倾斜的植被(燃烧1992)。在湖泊有足够取回,海浪引发的水流和湖冰冲刷侵蚀海岸,删除刚刚解冻的沉积物或启动解冻下滑(1974年。兰普顿)。中部雅库特、大型热岩溶盆地陡边和平坦,绿草覆盖层(唉)开发的下滑在盆地边缘热岩溶成堆,然后通过热岩溶塌陷在热岩溶湖(苏德克和Demek 1970;Soloviev 1973)。有些遗憾的是几千年的历史,而另一些已经形成了在人类一代张成的空间。唉最终可能合并,形成热岩溶峡谷。
有限的数据都可以在湖盆扩大。华莱士(1948)估计银行撤退每年-0.18 ~ 0.06 m两个热岩溶湖泊在阿拉斯加,东部和燃烧和史密斯(1990)采用比较的航拍照片拍摄于1949年和1984年获得每年平均增长率为0.7 m 12热岩溶湖泊附近的北方森林梅奥。径向膨胀率以每年1.5 - -5.0 m(但加速时间)确定为一个高山Gruben热岩溶湖岩石冰川在瑞士阿尔卑斯山脉(Kaab和Haeberli 2001)。
盆地大小和形状控制主要由预先存在的多余的冰的分布和体积,解冻开始以来,侵蚀和沉积。浅湖盆地,通常不超过几米深,形成含冰的融化层在近地表永久冻土(Sellmann et al . 1975年),而盆地10-40米深代表多厚的永久冻土解冻(苏德克和Demek 1970;卡特1988年;Romanovskii et al . 2000年)。
盆地增长可能停止湖排水、填入与沉积物和泥炭或疲惫地冰(燃烧1992)。湖排水有时是快速的。Tuktoyaktuk半岛,平均每年两个湖排水灾难性(麦凯1988)。排水效果主要从转移的水通过互连ice-wedge系统,导致快速热侵蚀。湖排水通常是不完整的,留下较浅的湖泊或残留的池塘。由湖或塌积沉积,盆地加密hydroseral入侵植物,比如莎草和泥炭藓,泥炭积累并最终冰楔形的增长。沉积物内代表最广泛的一种热岩溶沉积物,通常保存潜力和高的独特的地层学(霍普金斯和基德1988;莫1996)。
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