盆地热岩溶
热岩溶盆地是由富冰多年冻土退化而形成的封闭洼地。它们一般深0.5-20米，直径0.01-5公里，许多含有死水(热岩溶)池塘和湖泊)．这些盆地是由积水或植被退化等因素引起的。热喀斯特池塘或湖泊有时会在死水下发生解冻的地方形成，特别是在ice-wedge交叉或在低中心多边形中，以及在小溪流下(Dredge和Nixon 1979)。气候变暖等区域性扰动可能会增加这种特定地点扰动的可能性(Burn和Smith, 1990年)。raybet雷竞技最新
盆地是通过加深和扩大而形成的。当水深超过冬季湖冰的最大厚度(~2 m)时，湖底的积水会促进冰的加深;当这种情况发生时，底水温度全年超过0°C，导致底部过量的冰持续融化和湖底下沉。池塘和湖泊也会融化其边缘的永久冻土，导致河岸下沉，下滑湖泊岸线和植被的淹没或倾斜(Burn 1992)。在有足够水量的湖泊中，波浪引起的水流和湖冰冲刷侵蚀了湖岸，清除了新解冻的沉积物或启动了解冻滑塌(Rampton 1974)。在雅库特中部，大型热喀斯特盆地具有陡峭的侧面和平坦的、草覆盖的地板(alases)，是由盆地边缘的热喀斯特土丘塌陷和热喀斯特湖下的热喀斯特下沉形成的(Czudek和Demek 1970;Soloviev 1973)。有些酶已经有几千年的历史了，而另一些酶则是在人类一代人的时间内形成的。阿拉斯加州可能最终合并，形成热喀斯特山谷。
关于湖盆扩大速度的资料有限。Wallace(1948)估计阿拉斯加东部的两个热喀斯特湖泊每年后退约0.06-0.18米，Burn和Smith(1990)比较了1949年和1984年拍摄的航空照片，得出Mayo附近北方森林的12个热喀斯特湖泊每年平均增长0.7米。对于格鲁本的一个高山热喀斯特湖，确定了每年1.5-5.0米的径向扩张速率(但随着时间的推移而加速)岩石冰川在瑞士阿尔卑斯山(Kaab and Haeberli 2001)。
盆地的大小和形状在很大程度上由预先存在的过剩冰的分布和体积、解冻开始的时间以及侵蚀和沉积控制。浅湖盆地，通常不超过几米深，由近地表永久冻土富冰层的融化形成(Sellmann等人，1975年)，而10-40米深的盆地代表更厚的富冰永久冻土的融化(Czudek和Demek, 1970年;卡特1988年;罗曼诺夫斯基等人，2000)。
盆地生长可能因湖泊排水、沉积物和泥炭填充或地面冰枯竭而停止(Burn 1992)。湖泊排水有时很快。在图克托亚图克半岛，平均每年有两个湖泊发生灾难性的排水(Mackay 1988)。排水的结果主要是通过相互连接的冰楔系统引水，造成快速热侵蚀．湖泊排水往往不完整，留下较浅的湖泊或残留的池塘。湖盆被湖盆或塌积沉积填满，水草被莎草和泥炭等植物侵蚀，泥炭堆积，最终形成冰楔。其中的沉积物代表了最广泛的热岩溶沉积物类型，具有很高的保存潜力，通常具有独特的地层(Hopkins and Kidd 1988;莫1996)。
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