WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 || 3 | 4 |

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ «АЭРОГЕОЛОГИЯ» На правах рукописи Т.Ю. Репкина mailto:t-repkina МОРФОЛИТОДИНАМИКА ПОБЕРЕЖЬЯ И ШЕЛЬФА ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ...»

-- [ Страница 2 ] --

ММП – многолетнемерзлые породы 57 Для П р и к а н и н с к о й о б л а с т и характерны следующие особенности: 1) В составе современных донных осадков преобладают терригенные пески и песчано-алевритовые отложения (табл. 7), мощность которых изменяется от первых сантиметров на участках размыва до десятков сантиметров на остальной акватории. Их распределение контролируется интенсивностью волнового воздействия и приливно-отливных течений, на ряде участков заметна роль Беломорского стокового течения. 2) Состав и свойства голоценовых отложений, как правило, близки к характеристикам современных донных осадков, при этом отмечается уменьшение крупности материала и увеличение прочностных свойств грунтов вниз по разрезу (Мельников, Спесивцев, 1995). Их мощность изменяется на ПБС от менее 1 до 2-3 м, а за пределами ПБС, как правило, не превышает 5-10 м, увеличиваясь на отдельных участках до 15-20 м. 3) На участках малой мощности голоценовых отложений в состав приповерхностного разреза входят неоплейстоценовые мяго-текучепластичные глины, а вдоль северо-западной оконечности полуострова Канин – докайнозойские скальные и полускальные грунты. 4) Отложения верхней части приповерхностного разреза находятся преимущественно в сезонноохлажденном, а на более глубоких горизонтах – в многолетнеталом состоянии. Судя по значениям амплитуды придонных температур, мощность сезонноохлажденного горизонта составляет около 2-3 м. По характеру распределения современных донных осадков и строения приповерхностного разреза выделяются Западный и Восточный районы (табл. 7), границы которых в целом совпадают с границами морфоструктурного районирования. Для З а п а д н о г о р а й о н а характерны следующие особенности: 1) Более крупнозернистый состав современных донных осадков (преимущественно водонасыщенные средние и мелкие пески), которые в условиях интенсивных приливноотливных течений (см. приложение 2, рис. 17) и волнового воздействия, залегают в пределах различных геоморфологических элементов до глубин 50-70 м. Ю.А. Павлидис (1995) считает пески, развитые на дне Воронки Белого моря, реликтовыми. Более тонкие, песчано-алевритовые осадки приурочены к участкам изменения направления течений (иногда в их поле отмечаются ареалы чистых алевритов), нижним частям склонов и крупным отрицательным формам рельефа. Они представлены как пылеватыми водонасыщенными (преимущественно на склонах), так и текучими (преимущественно во впадинах) разновидностями. На северо-западном склоне одной из крупных подводных гряд на глубине 55-65 м отмечаются локальные выходы доголоценовых (?) мягко-текучепластичных суглинков, 58 обогащенных гравийно-галечным материалом, связанные, по-видимому, с эрозионным действием приливно-отливных течений. 2) Более значительные (по сравнению с Восточным районом) мощности голоценовых отложений. В пределах ПБС мощность голоценовых отложений быстро нарастает от менее 1 до 2-3 м, а в Воронке Белого моря составляет 5-10 м. Таким образом, на большей части акватории, за исключением ПБС и склонов подножия полуострова Канин, в состав приповерхностного разреза входят только голоценовые отложения. Для В о с т о ч н о г о р а й о н а характерны: 1) Более тонкий и разнообразный состав современных донных осадков. На их распределение на юго-востоке района преимущественное воздействие оказывают интенсивные приливно-отливные течения, в его центральной (северной) части наблюдается батиметрическая зональность, связанная с волновым воздействием, а на северо-западе района отмечается утоньшение осадков, обусловленное, вероятно, частичной разгрузкой Беломорского стокового течения, огибающего м. Канин Нос. Тонкие, преимущественно пелитово-алевритовые осадки развиты также в лагуне, отгороженной Канинскими Кошками. 2) Незначительная мощность голоценовых отложений. Как на ПБС, так и на больших глубинах преобладают значения от менее 1 до 2-3 м, и лишь на северо-западе района, у подножия склонов, мощности возрастают до 10, иногда 15-20 м. Поэтому на большей части акватории в состав приповерхностного разреза входят доголоценовые породы. 3) Несколько более суровые (как и на прилегающей суше) геокриологические условия. На ПБС, в лагуне, отгороженной Канинскими Кошками, и к югу от нее, на участках развития припая (см. приложение 2, рис. 18), возможно присутствие засоленных сезонноохлажденных пород с криопэгами. Однако, учитывая достаточно высокие значения среднегодовых температур воздуха (см. приложение 2, рис. 13), новообразование ММП здесь маловероятно. На абразионных участках ПБС восточного побережья полуострова Канин, сложенных рыхлыми породами, где значительная волновая активность, отсутствие припая и высокие среднегодовые температуры ММП на прилегающей суше (см. приложение 6, рис. 27) создают благоприятные условия для интенсивного отступания берегов, возможно наличие активно деградирующих погруженных ММП. Устойчивость грунтов приповерхностного разреза на положительных элементах рельефа и склонах Западного и Восточного районов, в основном, значительная и высокая (табл. 6, табл. 7). Грунты с низкой устойчивостью отмечаются на вершинных поверхностях и склонах на северо-западе Восточного района, в неглубоких открытых впадинах на западе области и в лагуне, отгороженной Канинскими Кошками. Характер разреза на 59 большей части акватории не благоприятствует развитию гравитационных процессов. Влияние мерзлотных условий на устойчивость донных отложений и развитие морфолитодинамических процессов на шельфе в целом по области не выходит за рамки узкой прибрежной зоны. В пределах ПБС восточного берега полуострова Канин, сложенного рыхлыми породами, возможно развитие процессов, связанных с деградацией реликтовых ММП. Для П р и н о в о з е м е л ь с к о - В а й г а ч с к о й о б л а с т и характерны: 1) Разнообразие (от гравийно-галечных до пелитовых) гранулометрических типов преимущественно терригенных донных осадков (см. приложение 6, рис. 27), в составе которых повсеместно присутствует некоторое количество гравийно-галечного материала, связанное у побережья с размывом подстилающих отложений и ледовым разносом, а на удаленных от берега участках – только с последним фактором. Преобладающими являются смешанные (пелито-алеврито-песчаные) и песчано-алевритовые осадки (табл. 7). Линейный в целом характер смены литологических типов донных осадков, наиболее отчетливо выраженный на западных склонах острова Южный, определяется циркумконтинентальной и батиметрической зональностью и простиранием морфоструктурных элементов (Павлидис, 1995). На ПБС развиты контрастные типы донных осадков, распределение которых обусловлено высокой расчлененностью рельефа, определяющей значительную пространственную изменчивость гидродинамических условий. Мощность современных донных осадков изменяется от первых сантиметров на абразионных равнинах ПБС (Лоция...., 1935, 1938) до первых десятков сантиметров на склонах Южно-Новоземельского желоба (Арктический...., 1987). 2) Незначительная мощность голоценовых отложений, которая на большей части площади не превышает 1 м (на абразионных равнинах ПБС – первых сантиметров), во впадинах на дне фиардовых заливов ПБС увеличивается до 1,3 м (Дунаев и др., 1990), а в районе Южно-Новоземельского желоба и впадин пролива Карские Ворота - до 3-5 м, а возможно, и более. Голоценовые отложения представлены, как правило, малопрочными глинистыми или алеврито-глинистыми илами. 3) Разнообразие ФМС доголоценовых пород и отложений, слагающих на большей части акватории в пределах как положительных, так и отрицательных морфоструктур нижнюю часть приповерхностного разреза. На ПБС и в верхних частях подводных склонов островов Южный и Вайгач голоценовые отложения подстилаются преимущественно докайнозойскими скальными и полускальными грунтами, а на остальной площади и в фиардовых заливах - неоплейстоценовыми глинами и суглинками. Последние на глубинах 60 менее 100 м испытали субаэральное промерзание, а в субаквальных условиях – оттаивание, на ряде участков – неполное. Консистенция глин и суглинков изменяется от твердой до текучей. 4) Наибольшая в регионе суровость современных геокриологических условий. Породы находятся преимущественно в многолетнеоохлажденном, сезонноохлажденном или морозном состоянии. На ПБС возможно значительное засоление отложений, широкое развитие криопэгов и в меньшей степени новообразованных ММП, а возможно, и отдельных ареалов реликтовых ММП. Приновоземельский и Привайгачский районы, как и их крупные орографические элементы, имеют свои индивидуальные черты (табл. 7), связанные с различиями гидродинамических и ледовых условий, а также расчлененности рельефа. Особенностями П р и н о в о з е м е л ь с к о г о р а й о н а (включая пролив Карские Ворота) являются: 1) Преобладание в донных осадках текучих илов смешанного состава, которые перекрывают средние и нижние части склонов и днища впадин. 2) Наличие ряда участков, где батиметрическая зональность распределения донных осадков нарушена. Вдоль западного побережья полуострова Гусиная Земля, юго-западной оконечности острова Междушарский и на продолжении полуостровов Саханина и Рогатого нижняя граница распространения песков опускается до 100-120 м (табл. 7). Для этих участков характерны повышенная дифференцированность неотектонических движений и наличие структурно-денудационных гряд (см. приложение 4, рис. 20), то есть положение этих осадков, скорее всего, предопределено структурно-тектоническими факторами, а формирование связано с денудационными процессами на субаэральном этапе. Здесь зафиксированы также ареалы гравитационных осадков (Государственная…, 2003). От губы Черная до западного входа в пролив Карские Ворота отмечается обогащение донных осадков тонким материалом, выклинивание песчано-алевритовых осадков и уменьшение глубинного положения границ остальных гранулометрических разностей (см. табл. 7, приложение 6, рис. 27). Утоньшение состава осадков здесь связано с рядом ледовых и гидродинамических факторов, наиболее важным из которых, на наш взгляд, является увеличение в этой части акватории продолжительности ледового периода (см. приложение 2, рис. 13). 3) Различия в строении приповерхностного разреза крупных орографических элементов. На склонах Южно-Новоземельского желоба маломощные (до 1-2 м) современные и голоценовые илы подстилаются, как правило, плотными неоплейстоценовыми глинами или суглинками, а на отдельных участках восточных склонов - скальными и полускаль 61 ными грунтами. На северо-западе района голоценовые отложения подстилаются текучими неоплейстоценовыми глинами. На днище Южно-Новоземельской впадины приповерхностный разрез представлен современными и голоценовыми глинистыми илами (Мельников, Спесивцев, 1995, Арктический...., 1987). 4) Возможное развитие на юго-восточном склоне Южно-Новоземельского желоба на глубинах до 70 м локальных ареалов реликтовых ММП, которое предполагается на основании геоакустических аномалий, зафиксированных на горизонтах 20-25 м ниже поверхности дна (Левченко, Мерклин, 2003). В проливе Карские Ворота геоакустические аномалии такого рода отсутствуют. Для восточных склонов Южно-Новоземельского желоба наличие реликтов ММП, учитывая незначительную мощность новейших отложений в пределах осушавшихся участков шельфа и данные бурения на северных Приновоземельских площадях (Мельников, Спесивцев, 1995), маловероятно. Для П р и в а й г а ч с к о г о р а й о н а характерны: 1) Менее разнообразный гранулометрический состав донных осадков и преобладание более крупнозернистых (песчано-алевритовых) разностей, что связано с меньшими глубинами и меньшей вертикальной расчлененностью рельефа, предопределенными различиями морфоструктурного строения районов. 2) Уменьшение глубин, на которых происходит замещение литологических типов донных осадков, и менее упорядоченное их распределение на участках, удаленных от берега. Аномалии в распределении гранулометрических типов донных осадков являются здесь результатом комплексного воздействия постоянных и приливно-отливных течений различной интенсивности (большей на подходах к проливу Карские Ворота и меньшей в районе пролива Югорский Шар) и стоковых течений рек Коротаиха и Море-Ю. К востоку от Долгинского поднятия развиты пески, обогащенные гравийно-галечным материалом, которые, вероятно, как и часть отложений этого состава в Новоземельском районе, имеют реликтовую природу. 3) Более высокие в целом прочностные свойства отложений, подстилающих маломощные (от менее 1 м на большей части района, до 2 м в наиболее погруженной части Коротаихинского понижения) современные и голоценовые отложения. Подстилающие отложения представлены (табл. 7) на относительно мелководных участках весьма плотными глинами и суглинками и лишь в пределах Коротаихинского понижения - илами или текучими суглинками и глинами (Мельников, Спесивцев, 1995). 4) Наличие в пределах Коротаихинского понижения до глубин 50-70 м реликтовых ММП (Неизвестнов, Соловьев, 1983, Геокриология...., 1988). Их кровля, скорее всего, как 62 и в Печороморской области, погружена ниже подошвы слоя годовых колебаний температур. Мощность последнего составляет в районе пролива Карские Ворота первые метры, а на мелководных (до 20-25 м) участках около 8-10 м. Увеличение мощности горизонта сезонноохлажденных пород связано на мелководье с летним прогревом акватории, а в районе пролива Карские Ворота – с воздействием теплых атлантических вод. Для Приновоземельского района характерна в целом низкая устойчивость грунтов приповерхностного разреза. Наиболее неустойчивые грунты отмечаются в северозападной части района, где современные илистые осадки подстилаются текучими глинами, и на днищах и в нижних частях склонов шельфовых впадин, где неустойчивые илистые грунты имеют относительно большие мощности. Грунты со значительной и высокой устойчивостью развиты на абразионных участках ПБС, в верхней части восточных склонов Южно-Новоземельского желоба и на отдельных поднятиях вдоль его западных склонов. Характер приповерхностного разреза создает предпосылки для развития здесь гравитационных смещений осадочного материала. Плотные суглинки и глины на склонах депрессий могут служить «зеркалом», по которому смещаются неустойчивые поверхностные отложения. В случае если подстилающими являются малопрочные грунты, в движение может придти более мощный слой отложений. Воздействие современных геокриологических условий на устойчивость грунтов и условия развития морфолитодинамических процессов за пределами ПБС в целом незначительно. В Привайгачском районе в пределах Коротаихинского понижения распространены грунты с малой устойчивостью, которая обусловлена, возможно, и деградацией ММП. В связи с деградацией ММП возможно развитие комплекса специфических морфолитодинамических процессов. На относительно мелководных участках устойчивость разреза возрастает. Для Б а р е ц е в о м о р с к о й о б л а с т и характерно: 1) Разнообразие состава (от гравийно-галечных до пелитовых) современных донных осадков, распределение которых контролируется интенсивностью волнового воздействия, при преобладании песчаных и песчано-алевритовых разностей. На ряде участков батиметрическая зональность осложняется за счет воздействия постоянных и приливно-отливных течений (см. приложение 6, рис. 27). Мощность современных донных осадков изменяется от первых сантиметров на вершиннах поднятий до 0,6 м в пределах отдельных понижений. Типичные значения мощности составляют первые десятки сантиметров (Арктический…, 1987, Тарасов, 1988).

63 2) Изменчивость состава (от мелкозернистых и пылеватых песков до алевропелитовых и пелитовых илов) и мощности (от менее 1 м на поднятиях до 5-10 м в понижениях) голоценовых отложений. 3) Разнообразие свойств средне- поздненеоплейстоценовых пород, представленных преимущественно глинами и суглинками (на глубинах менее 100 м – посткриогеннными), консистенция которых изменяется от твердой и тугопластичной до текучей. В пределах поднятий эти породы слагают значительную часть разреза. 4) Мягкие геокриологические условия. Породы приповерхностных горизонтов разреза находятся преимущественно в сезонноохлажденном и многолетнеталом состоянии. Пространственное распределение температур пород определяется приуроченностью области к фронтальным зонам раздела между атлантическими, беломорскими и баренцевоморскими водами (см. приложение 2, рис. 16). Амплитуда межсезонных колебаний придонных температур, обусловленная сезонной изменчивостью циркуляции и высокой подвижностью фронтальных зон, достаточно велика (около 10о). По особенностям литолого-геокриологического строения выделяются два района, соответствующие основным орографическим элементам. Для района Ю г о - в о с т о ч н о г о п о д н я т и я характерны: 1) Батиметрическая зональность строения приповерхностного разреза. На вершинных поверхностях современные донные осадки представлены преимущественно песками, а на наиболее мелководных (глубина 50-80 м) участках - гравийно-галечными отложениями. Их мощность изменяется от первых сантиметров до первых десятков сантиметров. Они подстилаются голоценовыми отложениями, мощность которых, как правило, не превышает 1 м: глинистыми илами с незначительной примесью алеврита и песка (Арктический..., 1987) или песками (преимущественно пылеватыми). На контакте этих песков с подстилающими неоплейстоценовыми глинами и суглинками (преимущественно мягко- и текучепластичной, реже – тугопластичной и твердой консистенции), часто отмечается базальный гравийно-галечный горизонт. На участках размыва голоценовые и современные осадки отсутствуют и неоплейстоценовые суглинки и глины выходят на поверхность (Гриценко, Крапивнер, 1989). На склонах банок в составе донных отложений преобладают текучие супеси и илы смешанного состава, мощность которых составляет первые десятки сантиметров. Их подстилают голоценовые алевро-пелитовые и пелитовые илы, мощность которых возрастает до 1-2 м, а в нижних частях склонов до 3-5 м. В нижней части приповерхностного разреза залегают неоплейстоценовые суглинки преимущественно мягкотекучепластичной и текучей консистенции. Для днища Гусиного желоба и Надеждинской 64 ступени характерно постепенное замещение вниз по разрезу текучих смешанных, алевропелитовых и пелитовых современных и голоценовых илов текучими неоплейстоценовыми глинами (Мельников, Спесивцев, 1995). 2) Наличие на склонах к Надеждинской ступени и в северо-западной части Гусиного желоба участков, где батиметрическая зональность в распределении донных осадков нарушается за счет сочетания высокой расчлененности рельефа и интенсивных приливноотливных и постоянных течений в зоне разветвления Колгуево-Печорского и Новоземельского течений (см. приложение 2, рис. 17). Здесь на фоне сложно замещающих друг друга песчано-алевритовых и смешанных осадков отмечаются отдельные ареалы песков, приуроченных, как правило, к ложбинам, пересекающим резкие перегибы склонов, алевритов, тяготеющих к участкам изменения ориентировки склонов, и алевро-пелитов, занимающих различное геоморфологическое положение, и связанных, скорее всего, с затишными участками. На склонах Гусиного желоба отмечены гравитационные песчано-алевритовые осадки (Тарасов, 1988). 3) Наличие на вершинных поверхностях на востоке Северо-Канинского и юговостоке Гусиного плато локальных участков с отрицательными придонными температурами, что, возможно, связано с окаймляющими фронтальные зоны потоками холодных баренцевоморских вод, противоположными по направлению теплым течениям. Особенностями К у р е н ц о в с к о й с т у п е н и являются: 1) Значительно меньшее разнообразие фациального состава современных донных осадков при преобладании песчано-алевритовых разностей (представленных на югозападе преимущественно водонасыщенными, а на северо-востоке – текучими разновидностями), которые на поднятиях замещаются водонасыщенными песками, а вблизи Гусиного желоба – илами смешанного состава (табл. 7). На локальных участках, приуроченных к ложбинам на склонах поднятий, наблюдаются (Государственная..., 2003) палимпсестовотерригенные осадки различного (гравийные пески на севере и смешанные осадки на юге) состава, маркирующие участки размыва. Типичная мощность современных осадков составляет 0,20-0,40 м, а максимальная - 0,6 м (Арктический...., 1987). 2) Большая мощность голоценовых отложений (от 1 до 3 м в пределах поднятий и 210 м в отрицательных формах рельефа), представленных в пределах всех орографических элементах малопрочными глинистыми голоценовыми илами (Арктический....., 1987). 3) Меньшая, как правило, несущая способность неоплейстоценовых глин и суглинков, слагающих в пределах поднятий нижнюю часть приповерхностного разреза. Они представлены преимущественно текучими, редко – мяго- текучепластичными разновидно 65 стями, и лишь на небольших локальных участках их консистенция изменяется от тугопластичной до твердой. Устойчивость грунтов приповерхностной части разреза Баренцевоморской области значительно дифференцирована. Для вершинных поверхностей Юго-восточного поднятия типичны грунты со значительной, умеренной и высокой устойчивостью, которая несколько уменьшается на юго-восточных склонах поднятий. В юго-западной части Куренцовской ступени (до Гусиного желоба) преобладают грунты со значительной и умеренной устойчивостью. На остальной площади развиты преимущественно грунты с низкой устойчивостью. Влияние геокриологического строения на ФМС разреза проявляется здесь в наличии посткриогенных текстур и высокой пылеватости отложений, что отражается на условиях их вовлечения в морфолитодинамические потоки. На участках, где сочетаются высокая расчлененность рельефа и низкая устойчивость грунтов, возможно развитие гравитационных смещений материала. Для П е ч о р о м о р с к о й о б л а с т и характерно: 1) Преимущественное развитие терригенных песчаных и песчано-алевритовых осадков (при наличии смешанных, алевро-пелитовых и гравийно-галечных), в распределении которых, особенно за пределами ПБС, зависимость крупности материала от глубины (см. приложение 6, рис. 27) менее отчетлива, чем в других областях. Однако здесь также отмечается характерное для региона уменьшение глубинного положения границ различных гранулометрических типов осадков с северо-запада на юго-восток. Средняя мощность этого горизонта на открытой акватории - от 0,2 до 0,4 м (Арктический…, 1987). 2) Изменчивая мощность (от 1-2 м до более 10 м) голоценовых отложений и своеобразный характер приповерхностного разреза, наблюдающийся, за исключением отдельных участков, в пределах всей области. Современные донные осадки подстилаются, как правило, голоценовыми глинистыми или алеврито-глинистыми илами, хотя на ряде участков голоценовый разрез отличается большой сложностью (Арктический…, 1987, Левитан и др., 2003). Голоценовые илы наиболее часто залегают на позднеплейстоцен-голоценовых «коричневых» глинах (Мельников, Спесивцев, 1995), весьма изменчивая (от мягко- и тугопластичной до текучей) консистенция которых зависит от морфоструктурного плана. Нижнюю часть разреза слагают плотные (от твердых до тугопластичных) неоплейстоценовые глины и/или суглинки. На мелководье, где мощность голоценовых отложений, как правило, невелика, устойчивость грунтов приповерхностного разреза в значительной мере определяется изменчивостью консистенции «коричневых» глин. К северу кровля плотных неоплейстоценовых суглинков и глин погружается (Мельников, Спесивцев, 1995), мощно 66 сти всех вышележащих слоев заметно возрастают, и здесь устойчивость приповерхностного разреза определяется в основном ФМС современных осадков и подстилающих их глинистых илов. 3) Максимальная в регионе сложность и разнообразие геокриологических условий, суровость которых существенно нарастает с запада на восток. По особенностям литолого-геокриологического строения выделяются Западный и Восточный районы. З а п а д н о м у р а й о н у свойственны: 1) Более отчетливая батиметрическая зональность в распределении современных донных осадков (к относительно возвышенным участкам приурочены пески, а к склонам и ложбинам преимущественно - песчано-алевритовые разности, представленные на югозападе в основном водонасыщенными, а на северо-западе – текучими разновидностями). Средняя мощность этого горизонта - 0,20-0,40 м (Арктический..., 1987). 2) Незначительная на большей части акватории мощность голоценовых отложений (от менее 1 м до 3 м), возрастающая на юго-западе района до 5-10 м, а у юго-восточного побережья острова Колгуев - до более 10 м. 3) Наличие ряда аномалий в распределении донных осадков и строении приповерхностного разреза. Аномально глубокое положение (в ложбине на отметках до 70 м) занимают пески и гравийно-галечные отложения на юго-западе района, на границе с Канинской областью. Здесь их формирование связано с размывом интенсивными приливноотливными течениями докайнозойских пород (Суздальский, 1974). На северном побережье острова Колгуев в условиях значительной интенсивности волнового воздействия на глубинах до 40 м развиты гравийно-галечные отложения, связанные с размывом подстилающих неоплейстоценовых суглинков и, локально, меловых пород. Ареалы песков, обогащенных гравийно-галечным материалом, отмечаются к северу от острова Колгуев до глубины около 60 м. Современные пески вниз по разрезу замещаются здесь более тонкими песками или супесями (Мельников, Спесивцев, 1995). На юго-восточном побережье острова Колгуев на малых (до 45-65 м) глубинах накапливаются песчано-алевритовые осадки (преимущественно текучие разновидности) и илы смешанного и алевропелитового состава. Утоньшение состава осадков и глубинное положение границ их гранулометрических типов здесь связано (Арктический...., 1987, Павлидис, 1995) с незначительной интенсивностью волнового воздействия в условиях волновой тени острова Колгуев. Мощная пачка илов (современных и голоценовых) залегает на песчаных отложениях (Арктический..... 1987).

67 4) Достаточно мягкие геокриологические условия. Породы приповерхностного разреза находятся здесь преимущественно в сезонноохлажденном состоянии (см. приложение 6, рис. 27), и лишь на ПБС острова Колгуев развиты реликтовые ММП (на абразионных участках), а в лагунах – многолетнеохлажденные засоленные грунты. В районе озера Песчанка новообразованные сингенетические ММП развиты под дном озера (здесь их мощность не превышает 10 м) и в теле отчленяющей его широкой голоценовой косы (мощность около 20 м). На мористой стороне косы ММП выклиниваются на глубине не более 1-2 м (Гриценко, Крапивнер, 1989). Столь значительные различия геокриологического строения связаны, вероятно, с высокими среднегодовыми температурами придонных вод на северо-восточном побережье острова Колгуев. Особенностями В о с т о ч н о г о р а й о н а являются: 1) Мозаичный, особенно на Печорском мелководье, характер распределения современных донных осадков (Арктический..., 1987, Павлидис, 1995) и их более тонкий по сравнению с Западным районом состав (см. табл. 7, приложение 6, рис. 27). Это связано, вероятно, со значительными объемами тонкого материала, поставляемого р. Печора, общим снижением волновой активности, сложным режимом приливно-отливных и постоянных течений и максимальной в регионе продолжительностью ледового периода. Воздействие стока р. Печора наиболее значимо в прибрежной зоне Печорского мелководья, где распределение донных осадков (крупные ареалы песчано-алевритовых и смешанных осадков развиты в прибрежной полосе и с нарастанием глубины замещаются песками) не соответствует нормальной батиметрической зональности и скорости придонных течений (см. приложение 2, рис. 17). Полоса смешанных осадков, протягивающаяся вдоль полуострова Русский Заворот на глубинах от 20 до 40 м, связана, на наш взгляд, с «барьерной» ролью интенсивных на выходе из Печорской губы приливно-отливных течений, провоцирующих частичную разгрузку прибрежного постоянного течения. На отдельных локальных участках прибрежного мелководья современные осадки отсутствуют, и отмечается размыв подстилающих голоценовых илов или неоплейстоценовых глин и суглинков (Арктический…, 1987, Левитан и др., 2003). С мористой стороны область мозаичного распределения донных осадков Печорского мелководья окаймляется полосой песчаноалевритовых и смешанных осадков, глубинное положение которых в целом соответствует интенсивности волнового воздействия. Средняя мощность современных донных осадков на открытой акватории составляет 0,30-0,40 м, а максимальная – около 0,6 м. 2) Преимущественно незначительная мощность (от менее 1 до 3 м) и сложное строение голоценового разреза, представленного «хаотичной смесью линз песков и глин» 68 (Левитан и др., 2003), на Печорском мелководье и более мощные (до 5-10 м) и однообразные, (преимущественно глинистые илы) голоценовые отложения на его мористом крае. Нижнюю часть приповерхностного разреза здесь слагают, как правило, весьма плотные (от твердых до тугопластичных) неоплейстоценовые суглинки и глины. На возвышенности с глубинами 45-50 м, расположенной северо-восточнее острова Колгуев (в районе Русской структурной формы), современные пески подстилаются меловыми породами, а на ее склонах – неоплейстойценовыми суглинками (Крапивнер и др., 1986). 3) Значительно более сложные и суровые (по сравнению с Западным районом) геокриологические условия. Мощность горизонта сезонно-охлажденных пород на открытой акватории достигает здесь по данным бурения 8-10 м. Ниже на глубинах от 15 до 30 м вскрыты (Мельников, Спесивцев, 1995, Природные..., 2000) многолетнеохлажденные породы и реликтовые ММП островного типа, залегающие на горизонтах от 20 до 60 м ниже поверхности дна, то есть значительно глубже как изучаемого нами приповерхностного горизонта разреза, так и слоя годовых колебаний температур. Вскрытая мощность реликтовых ММП - от 20 до более 40 м, их кровля в целом поднимается в сторону берега. Температура пород, по данным единичных измерений, составляет –1о - -1,5о. Мерзлые отложения представлены в основном песками с массивной криогенной текстурой и незначительной (до 20%) льдистостью, которые переслаиваются с немерзлыми глинами и суглинками со шлирами и линзами льда. Мерзлые горизонты переслаиваются и подстилаются охлажденными породами с криопэгами. В северо-восточной части Печороморской области на глубинах 50-70 м выявлены участки развития новообразованных субаквальных ММП, названных ледяными диапирами. Здесь развит холмисто-западинный рельеф с превышениями холмов от 3-5 до 12-17 м и диаметром в основании до 120-140 м. На вершинах холмов с поверхности или под маломощным (0,3 м) слоем текучего суглинистого ила залегают чистые пресные льды значительной (более 25 м) мощности или пластичномерзлые глины со шлирами пресного газонасыщенного льда (объемная льдистость до 4070%). В понижениях между холмами кровля ММП расположена на глубинах от 13-15 до 22 м. При бурении вблизи подножия холма одной из скважин произошел выброс газоводяной смеси (Мельников, Спесивцев, 1995, Мельников, Спесивцев, Куликов, 1997). Как реликтовые, так и новообразованные ММП находятся в нестационарном состоянии. Их деградация, которая происходит преимущественно со стороны кровли, сопровождается выделением свободного газа, который на ряде участков, в том числе в области развития ледяных диапиров, имеет повышенное пластовое давление. Интенсивность (и возможность) деградации ММП в области развития ледяных диапиров со стороны кровли опре 69 деляется не слишком высокими (около 0о) среднегодовыми температурами придонной воды и их сезонной изменчивостью. Кровлей скопления газов часто являются «коричневые» («черные») глины (Левченко, Мерклин, 2003). Характер реликтовых ММП на открытых абразионных участках ПБС Печороморской области, скорее всего, соответствует их свойствам на абрадируемых берегах. На акватории центральной части Печорской губы развиты сезонноохлажденные породы, а в ее мелководных заливах – сезонно- и многолетнеохлажденные и сезонномерзлые породы, новообразованные и реликтовые ММП (Жигарев, 1997). Новообразование субаквальных ММП возможно, судя по данным о среднегодовых температурах (см. приложение 2, рис. 13), и на открытом побережье района. Устойчивость грунтов приповерхностного разреза (табл. 6, табл. 7) в пределах положительных форм рельефа преимущественно значительная (в Западном районе) и высокая (в Восточном районе). Низкая устойчивость характерна для отрицательных форм рельефа, участка к юго-востоку от острова Колгуев и мористого края Печорского мелководья и локальных участков, где резкое уменьшение прочностных свойств грунтов связано, скорее всего, с геокриологическими условиями. Краткие выводы 1. Генеральные различия рельефа и литолого-геокриологических условий геоморфологических областей обусловлены различиями направленности, интенсивности и степени дифференцированности новейших тектонических движений. 2. Коллизионные складчатые зоны в течение всего новейшего времени оказались областями контрастных новейших поднятий и прогибаний, и здесь сформировались преимущественно денудационные и денудационно-аккумулятивные типы рельефа. Осадочные бассейны, испытывающие генеральную тенденцию к погружению, претерпели на новейшем этапе более сложную историю;

во времени и пространстве здесь чередовались этапы формирования то денудационного, то аккумулятивного рельефа. 3. В позднем неоплейстоцене – голоцене за счет неоднократного гляциоэвстатического изменения уровня Мирового океана в надводном и подводном рельефе была выработана серия разновозрастных и разновысотных морских террас. Отличия в высоте этих террас в разных областях обусловлены различным характером новейших тектонических движений. 4. В каждой из геоморфологических областей и в их крупных районах сформировались специфические сочетания морфометрических и литолого-геокриологических характеристик. Последние определяют физико-механическую и тепловую устойчивость по 70 род. Все это оказывает существенное влияние на дискретность условий развития морфолитодинамических процессов, их характер и интенсивность. 5. На суше дискретность литолого-геокриологических условий в решающей степени определяется генезисом и возрастом рельефа. На шельфе строение и свойства приповерхностной части разреза обнаруживают зависимость от батиметрического положения при существенной роли климатических, гидрометеорологических и морфолитодинамических факторов. Значение последнего наиболее существенно в береговой зоне. 6. Для всех геоморфологических областей суши характерно снижение устойчивости приповерхностного разреза к воздействию ведущих морфолитодинамических агентов от высоких геоморфологических уровней к низким. Тенденция уменьшения устойчивости разреза с глубиной характерна и для шельфа, однако на ряде участков наблюдаются отклонения от этой закономерности, связанные как с гидрометеорологическими и морфолитодинамическими факторами, так и с изменениями свойств отложений при протаивании в субаквальных условиях. 7. На суше отчетливо выражена сезонная изменчивость состояния и свойств пород и отложений, лимитирующая развитие морфолитодинамических процессов, обусловленная их промерзанием и оттаиванием. На шельфе такой характер сезонной изменчивости отмечается на участках, где развит сезонно-мерзлый слой и/или кровля реликтовых ММП залегает в пределах слоя годовых колебаний температур, - в узкой прибрежной полосе и на локальных участках криогенных аномалий на акватории. На остальной части шельфа сезонная изменчивость выражается преимущественно в изменении температуры отложений.

71 Глава 4. Методика морфолитодинамических исследований Наши морфолитодинамические исследования включали в себя решение трех основных задач, отражающих фундаментальные свойства географической оболочки: 1) типизицию морфолитодинамических обстановок, (параметр дискретности);

2) выявление направления и интенсивности основных потоков перемещения вещества, в том числе оценку интенсивности поступления на шельф осадочного материала (параметр целостности);

3) выявление особенностей сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и оценка возможности возникновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций (параметр ритмичности). Решение этих задач позволяет подойти к проблеме морфолитодинамического районирования территории. Методы решения каждой из задач определяются спецификой объекта исследования, а также степенью его изученности. Значимыми факторами рельефообразования и транспорта вещества (морфолитодинамическими агентами) как на суше, так и на акватории являются гидрогенный (в том числе ледовый), гравитационный и эоловый. В условиях побережья и шельфа арктических морей важную роль играют процессы тепломассообмена и фазовых переходов («тепловой фактор»), лимитирующие или провоцирующие деятельность остальных агентов. В результате нарастающего промышленного освоения региона возрастает значимость антропогенного фактора. Значимость морфолитодинамических агентов и особенности проявления процессов, обусловленных их воздействием различны в береговой зоне и на шельфе различны, поэтому различны и методы их изучения. Различные аспекты, в том числе методические, морфолитодинамических исследований на суше (Воскресенский, 1971, Симонов, 1972, Геоморфологические…, 1988, Динамическая…, 1992, Романовский, 1993, Проблемы…, 1999, Воскресенский, 2001 и многие другие работы) и шельфе (Зенкович, 1962, Леонтьев, 1961, Лонгинов, 1963, Лисицын, 1963, Морская..., 1980, Попов, 1985, 1988, Долотов, 1989, Айбулатов, 1990, Сафьянов, 1996) освещены в многочисленных работах. Достаточно обширна и литература, посвященная региональным особенностям рельефообразующих, в первую очередь криогенных, процессов суши (Солнцев, 1937, 1938, Попов, 1963, Любимов, 1969, Маськов, 2001, Геокриология..., 1988, Региональная..., 1989, Шеко, Круподеров, 1994, Великоцкий, 1998, Оберман, 2002, Природные..., 2000, Гарагуля и др., 2001, Огородов и др., 2001, Вечная мерзлота..., 2002, Юдахин и др., 2002 и другие работы), береговой зоны и акватории (Суздальский, 1974, Вейнбергс, 1986, Попов, Совершаев и др., 1988, Новиков, Федорова, 1989, Дунаев и др., 1990, Берега…, 1991, Павлидис, 1995, Развитие…, 1997, Суздальский, Кули 72 ков, 1997, Арктический…, 1998, Суздальский и др., 2000, Андреева и др., 2000, Геоэкология..., 2001, Огородов и др., 2001, Опыт..., 2001, Совершаев и др., 2001, Иванов, 2002, Огородов, 2003а, 2003б, Печорское..., 2003). Однако комплексные региональные морфолитодинамические исследования, охватывающие в совокупности шельф и прилегающую сушу, не проводились. 4.1. Методика морфолитодинамического дешифрирования материалов дистанционного зондирования Методика морфолитодинамического дешифрирования МДЗ на суше широко используется на протяжении уже десятков лет. Спецификой методики наших работ было широкое использование МДЗ при исследованиях морфолитодинамики не только суши, но и шельфа, на чем мы остановимся подробнее. Наши работы являются продолжением и развитием направления, зародившегося в ИО РАН в работах В.П. Зенковича (1947). В 1950-80 гг. эта методика разрабатывалась в ЛАЭМ (Гурьева, Петров, Шарков, 1976, Аэрокосмические..., 1985), а с конца 70-х годов – в московских подразделениях объединения “Аэрогеология” (Макеева, Трещов, 1982, Авенариус, Трещов, 1985, Авенариус и др., 1995, 1998б, 2000, 2003). На начальном этапе исследований подбирается необходимый комплект МДЗ, который должен отвечать следующим требованиям: максимально полно отражать характеристики всех природных оболочек и объектов дешифрирования, при этом для разных объектов используются разные типы МДЗ (см. приложение 5, табл. 21), включать МДЗ разного уровня генерализации и за разные сроки (годы, сезоны, дни) съемок. Комплект МДЗ разных типов и масштабов, подобранный с учетом этих требований, образует иерархически построенную фотомодель надводных и подводных ландшафтов во всей полноте пространственных и временных соотношений их основных компонентов. Обязательным элементом фотомодели является цифровая топооснова, включающая батиметрическую карту акватории с сечением изобат через 1-10 м. Применение разновременных МДЗ при морфолитодинамическом дешифрировании на шельфе имеет особое значение из-за высокой временной изменчивости дещифрируемых объектов. Съемки в разные сроки позволяют провести ретроспективный анализ МДЗ и выявить динамику развития различных элементов морфолитодинамических обстановок (Авенариус и др., 1998б, 2000). Методика дешифрирования строится на том, что МДЗ разбиваются на группы (по видам) и подгруппы (по масштабам), каждая из которых решает свой круг задач и являет 73 ся в этом плане наиболее информативной. В целом дешифрирование ведется от мелкомасштабных к крупномасштабным МДЗ с охватом акватории и прилегающей суши. На суше МДЗ позволяют определить границы и строение водосборных бассейнов рек, являющихся естественным каркасом, контролирующим направления потоков вещества на суше и ограничивающим области питания конкретных учасков береговой зоны аллювиальным материалом. В пределах водосборных бассейнов рек выделяются участки с различными комплексами морфолитодинамических процессов, определяются основные направления переноса материала, на качественном уровне определяется их интенсивность. Методика использования МДЗ при изучении экзогенных процессов суши отражена в многочисленных публикациях (Многозональная...., 1976, Картографирование..., 1982, Востокова и др., 1988, Ревзон, 1992 и многие другие работы). В береговой зоне МДЗ весьма информативны, тогда как другие методы исследования на ПБС трудоемки и сопряжены с техническими сложностями. В арктических морях до глубин около 10 м МДЗ позволяют получить прямое фотоизображение морского дна: типов и форм рельефа, донных осадков (см. приложение 5, рис. 24, рис. 25) и биоценозов (Аэрокосмические..., 1985). На этих глубинах наиболее информативными являются АФС и КС в сине-зеленой зоне спектра (см. приложение 5, рис. 23, табл. 21). Интерпретация результатов дешифрирования выполняется на основе использования закономерностей морфолитогенеза, увязывающих рельефообразующие процессы, типы и формы рельефа и донные осадки. Анализ рисунка и плотности полей взвеси, ледового и облачного покрова важен для изучения, как береговой зоны, так и более глубоководных участков шельфа, где эти объекты являются основными источниками морфолитодинамической информации. Значительный прирост информации при этом может быть достигнут за счет использования спектрозональных (Кравцова, Сафьянов, 1976), радиолокационных (Атлас..., 1999), тепловых и сканерных снимков (см. приложение 5, рис. 26). Морфолитодинамическое дешифрирование этих видов МДЗ направлено в основном на выявление путей перемещения осадочного материала в виде взвеси под воздействием течений различной природы. Важным аспектом является применение различных методов компьютерной обработки МДЗ, позволяющей получить более отчетливую картину распределения потоков взвеси. Таким образом, МДЗ дают наглядное представление о дискретности (дифференцированность фотоизображения), целостности (прямое или косвенное отображения путей миграции вещества от водоразделов до акватории включительно) и ритмичности (при сопоставлении разновременных снимков) природной среды.

4.2. Методика типизации морфолитодинамических обстановок 4.2.1. Методика типизации морфолитодинамических обстановок суши Типизация морфолитодинамических обстановок суши проводилась на основе исследований автора в Большеземельской тундре и комплексного анализа разномасштабных топокарт, результатов дешифрирования МДЗ, геолого-геоморфологических, гидрометеорологических и ландшафтных условий, а также литературных данных об экзогенных процессах. В основу типизации морфолитодинамических обстановок были положены геоморфологические данные о генетических типах рельефа, а в их пределах проведено деление на уплощенные поверхности и склоны. Для них на основании дешифрирования, натурных данных (собственных и содержащихся в литературе), сведений о строении разреза и климатических условиях выделялись типичные комплексы процессов, в том числе ведущие деструктивные процессы, формирующие обстановки преимущественно: денудации, денудации и транзита, транзита и денудации и преимущественной аккумуляции (см. приложение 7, рис. 28). Однако и накопление материала сопровождается его переработкой и частичным выносом под воздействием процессов термической деструкции, эрозии и дефляции. Оценка интенсивности рельефообразующих процессов также дана для генетических типов рельефа различных геоморфологических областей. Она проводилась на основе анализа абсолютной высоты и расчлененности рельефа и температуры и льдистости грунтов приповерхностного разреза, которые определяют его тепловую и физико-механическую устойчивость. Для каждого генетического типа рельефа по крупномасштабным топографическим картам были определены средние значения относительных превышений рельефа. На основе этих данных выделены обобщенные градации вертикальной расчлененности: 150-250, 100-150, 50-100, 50-75, 25-50, 10-25, 1-15 м, отражающие закономерности изменения этого параметра в пределах различных генетических типов рельефа (см. приложение 8, рис. 29). Для оценки влияния литолого-геокриологических условий на интенсивность рельефообразующих процессов сведения о строении приповерхностного разреза (см. табл. 4, приложение 6, рис. 27) сопоставлялись с данными о предрасположенности грунтов с различной температурой и льдистостью к возможному развитию многолетнего протаивания и термокарста (рис. 6). Учитывая, что зависимость от температуры и льди 75 стости грунтов характерна и для остальных деструктивных процессов, эти данные с известной условностью могут, на наш взгляд, быть использованы и для оценки их возможной суммарной интенсивности. Объемная льдистость (влажность), доли единицы <0,2 0,2-0,4 >0,4 1 2 3 переходный +1 - -1 +1 - -1 Среднегодовая температура грунтов, град +0,5 - -2 -0,5 - -2 -1 - -3 -2 - -4 -3 - -5 -4 - -6 устойчивый < -5 Тип сезонного промерзания-оттаивания полупереходный -1 - -2 длительноустойчивый -2 - - Рис. 6. Предрасположенность грунтов к возможному развитию многолетнего протаивания и термокарста (по Геокриология..., 1988) Условные обозначения: предрасположенность грунтов к развитию протаивания и термокарста: 1 – высокая, 2 – средняя, 3 – низкая В результате выполнена региональная оценка интенсивности рельефообразующих процессов по геоморфологическому и литолого-геокриологическому параметрам. Их интегрирование не проводилось, так как натурные данные о скоростях процессов и объемах перемещаемого материала, которые могли бы служить критериями правильности такого интегрирования, единичны, а суммарная бальная оценка нам представляется некорректной. Отметим, что вертикальная расчлененность рельефа и литолого-геокриологическая устойчивость в регионе снижаются с уменьшением абсолютной высоты (см. приложение 8, рис. 29). Данные полевых наблюдений автора в Большеземельской тундре позволяют предположить, что в целом на суммарную интенсивность морфолитодинамических процессов большее влияние оказывает морфометрия рельефа. Эта закономерность нарушается на участках выходов на поверхность или залегания в пределах СТС пластовых льдов.

76 4.2.2. Методика типизации морфолитодинамических обстановок береговой зоны и шельфа При типизации берегов и шельфа использовался единый методический подход, основанный на выделении участков с определенной тенденцией развития (денудация – транзит – аккумуляция), которая в значительной мере определяется периодичностью и интенсивностью воздействия единого энергетического фактора – ветрового волнения. 4.2.2.1. Методика морфолитодинамической типизации устьевых областей рек и берегов Типизация проведена на основе дешифрирования МДЗ различных типов и разрешения и топокарт масштаба 1 : 200 000 – 1 : 1 000 000, а на ключевых участках 1 : 25 000 - 1: 100 000, результатов полевых наблюдений автора на Варандейском участке, а также литературных данных. Типизация устьевых областей рек выполнена по морфологическому признаку (Самойлов, 1952, Михайлов, 1998). Выделены пять типов устьевых областей (рис. 7): 1) дельты выдвижения, 2) дельты выполнения, 3), устья эстуарного типа, 4) устья рек, впадающих в лагуны, 5) прямое впадение рек. Морфология устьевых областей (см. приложение 5, рис. 25) отражает особенности морфолитодинамических процессов: преобладающее воздействие тех или иных гидродинамических агентов (руслового, волнового, приливноотливного), соотношение приходных и расходных статей баланса осадочного материала и тенденцию развития. Учитывая региональный масштаб исследования, устьевые области всех типов отнесены к участкам преимущественной аккумуляции. В основу типизации берегов положена их генетическая классификация (Леонтьев, 1961), уточненная и расширенная применительно к условиям арктических морей (Попов, Совершаев и др., 1988). Для морфолитодинамических исследований наиболее важным критерием типизации является направленность развития (преобладание размыва или аккумуляции или чередование этих процессов). По этому критерию были выделены три динамических типа берегов, для каждого из которых по результатам дешифрирования МДЗ (см. приложение 5, рис. 24), была определена характерная ширина пляжа (табл. 8). Ширина пляжа может служить для арктических морей диагностическим признаком периодичности абразии берегов и мерой их устойчивости (Совершаев, Камалов, 1992). Разумеется, на конкретных участках берега, особенно в пределах замкнутых и полузамкнутых заливов и лагун, ширина пляжа может несколько отличаться от характерной для данного типа. Однако в целом для региона выявленная зависимость между тенденцией развития берега и 77 Рис. 7. Типы устьев рек, выделенные по данным дешифрирования разномасштабных аэрокосмических материалов и топографических карт Типы устьев рек: 1 – дельты выдвижения, 2 – дельты выполнения, 3 – эстуарного типа, 4 – лагуна, 5 – прямое впадение;

границы бассейнов рек с площадью: 6 – более 200 км2, 7 – менее 200 км2;

8 – береговая линия 78 Таблица 8 Характеристика типов берегов Скорость отступания ("-") и/или нарастания ("+") берегового уступа, м/год Направленность ПериоШирипроцессов дична в береговой ность пляжа, зоне абрам (динамический зии тип берега) Тип берега I. Преимущественно размыв 10- II. Чередование размыва и аккумуляции 20 - при сильных и экстремальных штормах 1. Абразионные с клифом в породах: а) метаморфических, интрузивных и сце-0,01- -0,1 ментированных осадочных терригеннокарбонатных б) сцементированных осадочных терри-0,2- -0,4 генных 2. Абразионные и термоабразионные с уступом в рыхлых, в том числе многолетнемерзлых породах в условиях: а) умеренной и значительной гидродина-1,0 - -3,0 мической активности б) максимальной гидродинамической активности или значительной антропогенной -3,0 - -5,0 нагрузки 1. Абразионно-денудационные с клифом в породах: а) метаморфических, интрузивных и сце0,0 - -0,01 ментированных осадочных терригеннокарбонатных б) сцементированных осадочных терригенных 2. Абразионно-термоденудационные и абразионные с отмершим или отмирающим уступом в рыхлых в том числе многолетнемерзлых породах Аккумулятивные, созданные: 1. Волновыми процессами: а) пляжевые б) лагунные 2. Преимущественно приливно-отливными и сгонно-нагонными процессами (лагуннобухтовые отмелые) 3. Устьевыми процессами: а) дельтовые б) эстуарные -0,1 - -0, при штормах любой интенсивности -0,5 - -1, III. Преимущественно аккумуляция 40- при экстремальных штормах +0,1 - -0, 79 шириной пляжа сохраняется. Сходные результаты получены и в других регионах (Репкина, Калачев, 2003). Дальнейшая типизация проводилась по процессу, преобладающему в настоящее время. Характеристика генезиса отражена в названии типов берегов (табл. 8). Берега первых двух динамических типов разделены по литологии пород, слагающих береговой уступ, так как этот фактор в значительной мере определяет их устойчивость к размыву, морфологию подводного берегового склона и характер материала, поступающего в береговую зону (Зенкович, 1962, Леонтьев, 1972, Леонтьев, Никифоров, Сафьянов, 1975). На основе классификации пород по степени сопротивляемости абразии (Шуйский, 1986) и данных о геологическом строении побережья выделены берега с клифами или береговыми уступами, выработанными в породах различных классов прочности: 1) метаморфических, интрузивных и сцементированных осадочных существенно карбонатных;

2) сцементированных осадочных преимущественно терригенных;

3) связных осадочных неогенчетвертичных различного состава. Льдистость и состав последних существенно различаются в зависимости от того, равнины какого генезиса и возраста подходят к берегу. Однако, скорости отступания берегов, сложенных мало- и среднельдистыми рыхлыми отложениями, на других арктических морях определяется в первую очередь интенсивностью гидродинамики и уклонами ПБС, а их литолого-геокриологические характеристики имеют подчиненное значение (Арэ, 1980, Шур и др., 1984, Воскресенский, Совершаев, 1998, Романенко, 1998). В нашем регионе отмечается сходная картина (табл. 9, табл. 10). Поэтому, учитывая малую или умеренную во всех геоморфологических областях (табл. 4) льдистость пород, слагающих береговые уступы, и отсутствие сведений о выходах пластовых льдов в нижних интервалах их разреза, абразионные (на рыхлых отложениях) и термоабразионные берега объединены нами в одну группу. На участках с максимально высокой интенсивностью волнового воздействия (северная часть острова Колгуев) или антропогенного освоения (остров Варандей) скорости разрушения берегов, сложенных рыхлыми отложениями, существенно (до более 3-5 м/год) возрастают. Поэтому такие берега выделены в отдельную группу. В результате выделено двенадцать морфодинамических типов берегов (табл. 8, рис. 8), для каждого из которых на основе сопоставления их характеристик, выявленных при типизации с немногочисленными данными натурных измерений и оценками других авторов (табл. 9, табл. 10), определены типичные средние скорости отступания.

Таблица 9 Скорости отступания берегов региона по натурным данным, сравнению разновременных материалов дистанционного зондирования и палеогеографическим реконструкциям Литология нижней части берегового уступа, в скобках особенности участка 2 метаморфические и сцементированные осадочные породы глины, суглинки уплотненные с гравием и галькой, пески суглинки, глины, (высокая волновая активность) плотные глины, (валунная отмостка на ПБС, пластовые льды в верхней части уступа) оторфованные льдистые озерные суглинки Скорость отступания берегового уступа, средняя (минимальнаямаксимальная), м/год 4 0,4 абразионные 2,5 термоабразионный абразионнотермоденудационный термоабразионный абразионнотермоденудационный Район Тип берега Период наблюдений Метод Источник 1 п-ов Канин, северозападный берег о.Колгуев, северный берег о.Колгуев, западный берег, к северу от р. Саучиха 5 6 по сравнению положения современной и предполагаемой раннеголоценовой береговой линии Медведев, 3 7 бровка уступа – 1 - 2, клиф – 0,1 – 0,2 1,05-3,3, в среднем на открытых участках - 0,8 от 0,1 - 0,35 до нарастания берега на 0,65, в среднем на блокированных участках - 0,4 5,0 (3,9-6,5 до 710) 20 лет (1948-1968) около 50 лет (1934 - 1997 гг.) сравнение АФС оценка скорости отступания бровки термоденудационного уступа по скорости роста термоцирка Суздальский, Великоцкий, Печорская губа, р. Серебрянка – зал. Явты 40 лет (1948-1988 гг.) сравнение АФС и КС Суздальский, Куликов, 1997 пески (?) о.Варандей в районе пос. Нов. Варандей пески, (антропогенное освоение) 1,0-2,0 абразионный 1,0-1,5 – 2,0-3,0 3,0-4, 18 лет (1968 - 1987 гг.) около 5 лет (1978-1983 гг.) после берегозащитных мероприятий 6 лет (1981-87 гг.) 13 лет (1987-2000) 18 лет (1968 - 1987 гг.) сравнение измерений 1987 г. с результатами съемки 1968-69 гг. по рассказам местных жителей сравнение измерений 1987 г. с результатами съемки 1981 г. повторные измерения сравнение измерений 1987 г. с результатами съемки 1968-69 гг. по положению и времени образования затопленного голоценового бара Совершаев, и др., 2001;

Огородов, 2003 Новиков, Федорова,1989 Новиков, Федорова, р. Песчанка - п-ов Медынский Заворот п-ов Медынский Заворот, средняя часть косы суглинки, глины термоабразионный абразионный с отмирающим уступом абразионный с уступом размыва 1,8-2, пески пески участок дивергенции потоков наносов пески, участок транзита наносов 0,8 – 1, Вейнбергс, 2,0 –2,5 1987-2000 гг. 0,5-1,0 повторные измерения Огородов, о. Песяков По классификации авторов 81 Таблица 10 Оценки скоростей отступания берегов региона по данным различных авторов Скорость отступания берегового Район Источник уступа, м/год Абразионные и абразионно-денудационные берега с клифами в метаморфических и сцементированных осадочных породах различной прочности п-ов Канин, северо-западный бе0,4 Развитие..., 1997 рег 0,1 п-ов Канин, северо-восточный 0,01 берег Чешская губа, восточный берег 0,2 Суздальский, 1974 Индигская губа 0,2 м. Святой Нос 0,01 Югорский берег, Югорский Шар 0,10 Абразионные, термоабразионные и абразионно-термоденудационные берега с уступами размыва в рыхлых, в том числе многолетнемерзлых породах о.Колгуев, северный и западный берега п-ов Канин, западный берег п-ов Канин, северный берег Чешская губа, западный и северный берега Чешская губа, южный берег Чешская губа, восточный берег Индигская губа Тиманский берег Печорская губа Печорский берег Югорский берег Югорский Шар 2,5 2,5 – 3,0 2,0 - 2,5 2,0 2,5 3,0 1,5 - 3,0 1,5 - 2,0 1,5 1,5 – 3,5 1,5 – 3,0 1,5 2,5 1,2 0,4 – 0,8 2,0 1,2 0,8 Суздальский, 1974 Развитие..., 1997 Суздальский..., 1974 Горбацкий, 1970 Суздальский..., 1974 Горбацкий, 1970 Суздальский..., 1974 Горбацкий, 1970 Суздальский..., 1974 Развитие..., 1997 Суздальский..., 1974 Суздальский, Куликов, 1997 Суздальский..., 82 Рис. 8. Типы берегов, выделенные по данным дешифрирования разномасштабных аэрокосмических материалов и топокарт Условные обозначения: типы берегов: абразионные с клифом в породах: 1 – метаморфических, интрузивных и сцементированных осадочных терригенно-карбонатных, 2 - сцементированных осадочных терригенных;

абразионные и термоабразионные с уступом в рыхлых (в т.ч. и многолетнемерзлых) породах, в условиях: 3 – умеренной и значительной гидродинамической активности, 4 - максимальной гидродинамической активности или значительной антропогенной нагрузки;

абразионно-денудационные с клифом в породах: 5 - метаморфических, интрузивных и сцементированных осадочных терригенно-карбонатных, 6 - сцементированных осадочных терригенных;

7 – абразионно-термоденудационные и абразионные с отмершим или отмирающим уступом в рыхлых (в т.ч. и многолетнемерзлых) породах;

аккумулятивные: созданные волновыми процессами: 8 – пляжевые, 9 – лагунные;

10 - созданные при преобладающем влиянии приливно-отливных и сгонно-нагонных процессов (лагунно-бухтовые отмелые), созданные устьевыми процессами: 11 - дельтовые, 12 – эстуарные;

13 – границы бассейнов рек, 14 – береговая линия, 15 - изобаты через 50 м 83 4.2.2.2. Методика типизации морфолитодинамических обстановок шельфа Типизация проведена на основании сопоставления данных о рельефе, донных осадках и литолого-геокриологическом строении более глубоких горизонтов приповерхностного разреза и гидрометеорологических параметрах. На мелководье существенный прирост информации о строении рельефа дна, донных осадках и морфолитодинамических процессах получен при дешифрировании МДЗ. Для большей достоверности оценок морфолитодинамической ситуации на конкретных участках привлекались натурные данные о волнении, скоростях придонных течений, донных осадках и литодинамических обстановках, полученные исследователями ИО РАН (Печорское..., 2003), а также сотрудниками других организаций. При типизации выделялись области со сходной направленностью морфолитодинамических процессов (абразия - транзит - аккумуляция), обусловленной преимущественно интенсивностью и периодичностью волнового воздействия на рельеф дна и донные осадки. Были выделены также участки возможного развития гравитационных и криогенных процессов. В качестве основного критерия типизации была принята интенсивность и периодичность волнового воздействия. Данный подход близок к предложенной Г.А. Сафьяновым (1978) идее о режимном характере границ береговой зоны. В итоге выделены три крупные зоны шельфа: верхняя, средняя и нижняя, - различающиеся периодичностью волнового воздействия, значимостью различных агентов рельефообразования и транспорта материала, характером и интенсивностью процессов. Особое место занимает подводный береговой склон, в пределах которого, благодаря максимальной интенсивности волнового воздействия, рельеф дна, донные осадки и морфолитодинамические процессы отличаются значительным своеобразием. Границы морфолитодинамических зон определены расчетными методами на основании данных о параметрах волнения. Их положение связано с глубиной начала трансформации (Но) и обрушения (Нкр) волн различной обеспеченности (табл. 11). В нашей работе использованы следующие зависимости (Айбулатов, 1990): Но= 0,65 Нкр= 2h Здесь - длина, а h – высота волны в открытом море. Результаты расчетов положения границ морфолитодинамических зон для мелководных участков хорошо согласуются с литературными данными. (Суздальский, 1974, Попов, Совершаев, 1978, Бирюков, Совершаев, 1984). (1) (2) Таблица 11 Границы морфолитодинамических зон Морфолитодинамические зоны шельфа подводный береговой склон нижняя часть Критерии выделения границ морфолитодинамических зон Верхняя граница волноприбойная зона при средних и сильных штормах, зона трансформации волн при штормах любой интенсивности волноприбойная зона при экстремальных штормах, зона трансформации волн при средних и сильных штормах зона трансформации волн при средних и сильных штормах нижняя часть зона трансформации волн при сильных и экстремальных штормах верхняя часть Нижняя нижняя часть зона трансформации волн при экстремальных штормах волновое воздействие практически отсутствует Но для волнения 1% обеспеченности Но для волнения, возможного 1 раз в 50 лет Но для волнения, возможного 1 раз в 100 лет урез Нижняя граница Нкр для волнения 1% обеспеченности Нкр для волнения, возможного 1 раз в 100 лет Но для волнения 1% обеспеченности Но для волнения, возможного 1 раз в 50 лет Но для волнения, возможного 1 раз в 100 лет не определена Глубина по расчетным данным1, м Верхняя граНижняя ница граница 0 (5) 10-12 15-16 (8) 20-23 22-25 27-30 50-80 60-80 80-100 100-110 110-120 160-170 160-180 250-260 (5) 10-12 15-16 (8) 20-23 22-25 27-30 (12-15) 50-80 60-80 80-100 100-110 110-120 160-170 160-180 250-260 более 160-180 250- Гидродинамическое значение Верхняя Нкр для волнения 1% обеспеченности Нкр для волнения, возможного 1 раз в 100 лет верхняя часть Средняя В каждой ячейке максимальные глубины типичны для северо-запада региона, средние - для его центральной части, минимальные – для юговостока. В скобках приведены данные для акватории Печорской губы 85 В пределах верхней зоны шельфа по степени замкнутости выделены подзоны: открытого побережья и полузамкнутых и замкнутых акваторий. Особняком стоит акватория Печорской губы, где за счет мощного стока р. Печора, замкнутости акватории и интенсивных приливно-отливных течений наблюдается сложная многофакторная морфолитодинамическая ситуация. В отдельную подзону выделена также верхняя часть шельфа вдоль побережья островов Южный и Вайгач, своеобразие которой обусловлено ее морфоструктурным положением и геолого-геоморфологическими условиями (см. приложение 7, рис. 28). Граница между средней и нижней частями шельфа более условна и определяется волновым режимом акватории в целом и параметрами волн малой обеспеченности (Айбулатов, 1990). В целях оценки максимально возможных глубин волнового воздействия мы использовали при расчетах границ этих зон параметры экстремального (возможного один раз в 50 и 100 лет) волнения. Определенные расчетным путем границы морфолитодинамических зон хорошо согласуются с литературными данными о рельефе дна, донных осадках и мерзлотных условиях, а также с натурными данными о скоростях придонных течений и мощности активного слоя, полученными при детальных исследованиях различных организаций. Это позволило дать комплексную характеристику морфолитодинамических зон шельфа (табл. 12) и на качественном уровне оценить интенсивность морфолитодинамических процессов, обусловленных деятельностью гидродинамических факторов, в первую очередь, волнения. Кроме того, по гидрометеорологическим, литолого-геокриологическим и геоморфологическим данным были выделены участки: 1) аномально высокой (для той или иной зоны шельфа) гидродинамической активности, связанной с деятельностью приливноотливных и постоянных течений;

2) преимущественного размыва дна и преимущественной аккумуляции различной природы;

3) возможного развития гравитационых смещений материала. Анализ геокриологических условий региона и мерзлотного строения различных горизонтов приповерхностного разреза, придонных температур и мощности слоя годовых колебаний температур позволил выделить участки возможного развития на дне акватории криогенных процессов.

Таблица 12 Характеристика морфолитодинамических зон шельфа региона Характерные Характерные скорости глубины, Преобладающие придонных м мощтечений, Волно- Преобланость см/с вое воз- дающие активнодействие обстановки го слоя, максиморфолитодинадонные см от до средние мальные мические агенты осадки 3 4 5 6 7 8 9 10 волны и ветровые течения 11 Интенсивность морфолитодинамических процессов 12 максимальная Морфолитодинамические зоны подзоны 2 1. Верхняя часть (подводный береговой склон) а) в условиях открытого побережья б) в условиях полузамкнутых и замкнутых губ и заливов пески (5) 10-12 15-16 активное при штормах любой интенсивности в) на предустьевом взморье и авандельте р.Печора абразия, транзит и аккумуляция в соответствии с особенностями волнового режима, конфигурации побережья и рельефа дна 10- (5) волны и ветровые течения, песчановысо50-70 n.10 – приливноалевритовые кая до100-150 150-200 отливные и сгонно-нагонные течения волны и ветровые течения, пески, максиприливнопесчаномальотливные, алевритовые ная сгонно-нагонные и стоковое течения волны и ветровые течения пески, значипесчанотельная алевритовые А. Верхняя 2. Нижняя часть а) в условиях открытого побережья (5) 10-12 б) в усло- 15-16 виях полузамкнутых и замкнутых губ и заливов от активного до сла(8) бого при 20-23 штормах 22-25 любой 27-30 интенсивности преимущественно транзит, на отдельных участках – размыв и аккумуляция 10- 40-50 10-20 – до 60-100 30- волны алевритои ветровые вые, течения, обогащенприливноные отливные и сгонно-нагонные пелитами течения умеренная 3. Нерасчлененная верхняя зона шельфа побережий с чрезвычайно контрастным рельефом подводного склона а) в условиях открытого побережья б) в условиях значительно расчлененных полузамкнутых и замкнутых заливов (фиардов) А. Верхняя от активного до слабого при 27-30 штормах любой интенсивности абразия, транзит и аккумуляция в соответствии с особенностями волнового режима, конфигурации побережья и рельефа дна волны и ветровые течения 10-20 50-70 100-150 n.10 – 150- от максипески, грамальвийноной до галечные значиотложения тельной волны пески, граи ветровые вийноот вытечения, галечные сокой приливноотложения, до умеотливные и в заливах - ренной сгонно-нагонные алевротечения пелиты Продолжение таблицы 12 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 волны и ветровые течения, течения не волновой природы 11 песчаноалевритовые, пески 1. Верхняя часть Б. Средняя при (8) (12-15) средних Транзит и 20-23 50-80 и силь- аккумуля22-25 60-80 ных ция 27-30 80-100 штормах 100110 110120 160170 160180 n1 - 10-.

30-40 до 60- 10-30 до умеренная 2. Нижняя часть 50-80 60-80 80- при эксаккумулятреция и тран- n.1 - 10 мальных зит штормах в многолетнем преимущеплане ственно n.1 - 10 возможаккумуляно слация бое воздействие 15- 10- течения не волпесчаноновой природы, алевритовые ослабслабое эпизодии смешан- ленная ческое воздейные ствие волнения 1. Верхняя часть В. Нижняя 100110 110120 160180 160180 10- 10-20 течения не волновой природы смешанные незнач ительная пелиты 2. Нижняя часть более практи160устойчивая чески 180 аккумуля- n.1 - 10 отсутст250ция вует около 10- 88 4.3. Методика выявления преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества и оценки интенсивности питания береговой зоны При изучении перемещения вещества решались две взаимосвязанные задачи: 1) определение характера, направлений и интенсивности перемещения вещества от водоразделов суши к береговой зоне и впадинам шельфа и 2) оценка интенсивности питания небольших по протяженности участков береговой зоны и крупных морфолитодинамических областей. Первая из этих задач на основе используемых нами методов (в первую очередь дешифрирование МДЗ) может быть решена с различной полнотой для суши, береговой зоны и шельфа. Наиболее полную и достоверную информацию мы получили для береговой зоны. Количественная оценка интенсивности питания отдельных участков береговой зоны выполнена на основании расчетов объема поступления материала от наиболее значимых источников - со стоком рек и от абразии берегов. Остальные источники питания оценивались по литературным данным. 4.3.1. Методика выявление преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества 4.3.1.1. Методика выявление преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества на суше На суше выявление преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества выполнено на основе дешифрирования разномасштабных МДЗ и топографических карт и комплексного анализа геоморфологических и литолого-геокриологических данных. Сначала по топокартам масштаба 1 : 200 000 – 1: 1 000 000 были выделены водосборные бассейны рек. Их границы уточнялись по аэро- и космическим снимкам, а затем выносились на топокарту масштаба 1 : 1 000 000 и на электронную основу. Водосборные бассейны рек являются естественными границами питания береговой зоны за счет перемещения вещества с суши под воздействием всех морфолитодинамических агентов, за исключением эолового, а их водоразделы - линиями дивергенции потоков вещества, поэтому они показаны на карте морфолитодинамики (см. приложение 7, рис. 28). Речные бассейны представляют собой сложные морфосистемы, в пределах которых перемещение вещества происходит в результате сочетания процессов выветривания, 89 склоновых и русловых процессов и может быть описано системой прямых и обратных связей (Симонов, 1972, 1999 и другие работы). В нашей работе по данным дешифрирования в пределах речных бассейнов определены основные направления перемещения вещества - тальвеги водотоков и склоны различной крутизны. Для склонов на основании анализа геоморфологических и литолого-геокриологических данных выделены типичные комплексы процессов, осуществляющих перемещение материала, и ведущие деструктивные процессы, под воздействием которых перемещаются наибольшие объемы вещества. Интенсивность перемещения вещества оценивалась на качественном уровне на основе анализа абсолютной высоты и расчленности рельефа и устойчивости приповерхностной части разреза к протаиванию (см. приложение 8, рис. 29). Использованные при этом методы описаны при характеристике методики оценки интенсивности рельефообразующих процессов. Для характеристики интенсивности генерального потока вещества от водораздельных поверхностей к берегу привлекались региональные значения относительных превышений рельефа (рис. 4). При оценке интенсивности потоков вещества в пределах генетических типов рельефа морфолитодинамических областей кроме данных об устойчивости разреза использованы сведения о мощности СТС (табл. 4). В итоге выполнена оценка относительной интенсивности потоков вещества и роли в его перемещении морфолитодинамических агентов и деструктивных процессов в пределах уплощенных поверхностей и склонов различных генетических типов рельефа. В качестве интегрального показателя интенсивности перемещения вещества с суши на шельф в пределах водосборных бассейнов рек рассматривался объем материала, поступающий в устье водотока. Методы количественной оценки этого показателя подробно описаны при характеристике методики оценки интенсивности поступления материала в береговую зону. Кроме того по данным дешифрирования были выделены и отражены на карте морфолитодинамики ареалы развития эоловых процессов - области питания береговой зоны и более отдаленных участков шельфа эоловым материалом. Направления и интенсивность эоловых потоков определяются ветровым режимом, состоянием СТС, мощностью снежного покрова и характером растительности. Выделяются местный и региональный (глобальный) перенос. Дальность первого составляет от первых сотен метров до 1,5 км (Тарасов, 1979, Воскресенский, 2001), а второго - сотни километров и более (Лисицын, 1978, Gurevich,1995, Шевченко и др., 1999, 2003а и другие работы). Преобладающие направления и интенсивность эолового переноса охарактеризованы при описании морфолитодинамических областей.

90 4.3.1.2. Методика изучения основных путей перемещения осадочного материала в береговой зоне и на шельфе Формирование потоков вещества на шельфе происходит под совокупным воздействием гидродинамического, гравитационного, ледового, эолового, биогенного, хемогенного и антропогенного факторов при ведущей роли гидродинамики. Поэтому для них характерна сложная пространственная и вертикальная структура и разнопериодная изменчивость, и при региональных исследованиях можно говорить лишь о преобладающих в среднемноголетнем плане потоках вещества. Методы определения направлений перемещения и интенсивности вещества, как и интенсивность потоков и значимость различных морфолитодинамических агентов в их формировании (табл. 12), различны для ПБС и более глубоких участков шельфа. Методика оценки направления и интенсивности г и д р о г е н н ы х п о т о к о в о с а д о ч н о г о м а т е р и а л а в пределах ПБС под действием волн и ветровых течений и расчетов емкости потоков наносов, основанная на определении по данным береговых метеостанций ветроэнергетических характеристик волнения, разработана Б.А. Поповым и В.А. Совершаевым (1979, 1982). Такая оценка выполнена сотрудниками НИЛ геоэкологии Севера для юго-восточной части побережья, включая острова Колгуев и Вайгач (Попов, Совершаев и др., 1988, Огородов, 2003а, 2003б), и района острова Варандей (Совершаев и др., 2001, Огородов и др., 2001). Направление и относительную интенсивность потоков наносов можно также определить, основываясь на известных по работам классиков морской геоморфологии взаимосвязях форм рельефа и гидродинамических факторов. В пределах ПБС рельеф, распределение донных осадков, ряд гидрологических параметров и зачастую траектории перемещения вещества находят прямое или косвенное отображение на МДЗ. Подчеркнем, что на аэро- и космоснимках отражены результаты совокупного воздействия как волнения и ветровых течений, так и течений другой природы, которые на ряде участков побережья имеют значение, сопоставимое с деятельностью волнения. Кроме того, анализ средне- и крупномасштабных МДЗ позволяет получить более детальную характеристику потоков наносов, чем расчеты по данным метеостанций, сеть которых в регионе достаточно редка. Поэтому методы определения потоков наносов на основе расчета волновых энергетических характеристик и помощью дешифрирования МДЗ обогащают и дополняют друг друга. В нашей работе направления потоков наносов получены по результатам дешифрирования разномасштабных МДЗ, расчетным данным НИЛ геоэкологии Севера, другим литературным материалам и результатам детальных литодинамических работ на отдельных 91 участках побережья (Бондарев и др., 1986, Эпштейн, 1985). При этом дешифрирование МДЗ позволило уточнить и детализировать картину перемещения осадочного материала во вдольбереговых и поперечных потоках наносов и выявить преобладающие направления выноса взвеси в устьях рек и на участках интенсивных приливно-отливных и сгоннонагонных течений. Некоторые примеры дешифрирования направления потоков наносов приведены в приложениях (см. приложение 5, рис. 21, рис. 22, рис. 23). За пределами ПБС методически наиболее значимой с точки зрения изучения переноса взвеси является информация о режиме течений на горизонтах, где по немногочисленным региональным данным (Медведев, Потехина, 1986, Иванов и др., 1999, Политова и др., 2000, Шевченко и др., 2003б) и сведениям по другим морям (Айбулатов, 1990), отмечаются ее максимальные концентрации. Это поверхностный и придонный горизонты и горизонт над слоем скачка плотности. Последний в нашем регионе располагается в 10-30 м ниже уровня моря (см. приложение 2, рис. 16). На карте морфолитодинамики в качестве основных направлений перемещения взвешенного осадочного материала показаны основные струи постоянных течений в поверхностном горизонте (см. приложение 2, рис. 17) и отклонения от этих направлений на горизонтах 25, 50 и 100 м. Два последних горизонта на значительной части акватории являются придонными. На карте также показаны направления и скорости приливно-отливных течений, которые захватывают всю толщу воды от поверхности до дна, оказывают существенное взмучивающее воздействие и обеспечивают непрерывный поток осадочного материала между береговой зоной и внешней частью шельфа (Лонгинов, 1973, Медведев, 1978). На ряде участков акватории региона приливно-отливные течения имеют существенное рельефообразующее и транспортное значение (Чахотин и др., 1972, Медведев, 1976). Значительная активизация литодинамических процессов (развитие струйных течений, осаждение взвеси в зоне гидрологических и гидрохимических барьеров) происходит в районе фронтальных зон (Айбулатов, 1990). В нашем регионе это зона раздела между атлантическими и баренцевоморскими водами (см. приложение 2, рис. 17), положение которой также показано на карте морфолитодинамики. Области возможного массового г р а в и т а ц и о н н о г о смещения осадочного материала выделены нами по данным о крутизне склонов (см. приложение 4, рис. 20), расчлененности и относительных превышениях рельефа и устойчивости отложений приповерхностной части разреза. Н а ч а л о массового движения осадочного материала возможно при уклонах от 0,0005о до 0,03о в зависимости от состава и связности осадков и насыщенности придонных вод взвесью (Пыхов, 1976). Значения уклонов, необходимых для воз 92 никновения гравитационных смещений, уменьшается синхронно изменению крупности и связности донных осадков. Л е д о в ы й п е р е н о с о с а д о ч н о г о м а т е р и а л а. Воздействие льда на рельеф и донные осадки наиболее характерно для верхней части шельфа до глубины около 50 м (Айбулатов, 1990), а наиболее разнообразно и значимо в пределах ПБС (Козлов, Неизвестнов, 2000). Обогащение льда пляжевым материалом, донными осадками, взвесью и эоловым материалом происходит при становлении припая, приливно-отливных и сгоннонагонных колебаниях уровня, в результате ледового выпахивания, выпадения эолового материала на лед (Лисицын, 1978, 1994, Шуйский, 1986, Айбулатов, 1990, Природные..., 1997). Генеральный результирующий перенос льдами осадочного материала, как и генеральные траектории дрейфа льда (Зубакин, 1987), за длительный период времени происходит, весьма вероятно, по траекториям постоянных течений. Поэтому их направления, показанные на карте морфолитодинамики, можно условно считать и траекториями ледового переноса. Однако в каждом конкретном случае дрейф льда и направления ледового разноса, как и его сезонные траектории (см. приложение 2, рис. 18), определяются ветровыми потоками. На карте морфолитодинамики отражены некоторые показатели, дающие косвенное представление о положении областей насыщения льда осадочным материалом и возможных областях его разгрузки: 1) среднемноголетняя граница распространения припая в период максимальной ледовитости как область, наиболее интенсивно поставляющая материал для ледового разноса;

2) мощность ровного припая как фактор, отражающий глубину его воздействия на донные осадки;

3) среднемноголетняя продолжительность ледового периода, отражающая степень влияния материала, поставляемого ледовым разносом на донные осадки. С к р и о г е н н ы м и п р о ц е с с а м и связаны вертикальные потоки вещества на участках деградации реликтовых ММП: выходы на дне газов, которые даже были зафиксированы на сейсмограммах (Левченко, Мерклин, 2003), и нисходящие потоки материала в районах термокарстовых просадок. Однако эти явления развиты лишь на юго-востоке акватории, а их интенсивность, за исключением спровоцированных бурением выбросов газа в области «ледяных диапиров» (Мельников, Спесивцев, 1995), невелика. На ПБС юговосточной части региона, где по температурным условиям возможно сезонное промерзание донных осадков, криогенные процессы, связывая осадочный материал, оказывают лимитирующее воздействие на интенсивность его гидрогенного перемещения. Области возможного развития криогенных процессов показаны на карте морфолитодинамики.

93 А н т р о п о г е н н ы й п е р е н о с осадочного материала в юго-восточной части Баренцева моря развит пока незначительно и приурочен к площадкам скважин в пределах нефтегазоперспективных структур и к прибрежным поселкам. Механизмы антропогенного переноса осадочного материала подробно описаны Н.А. Айбулатовым (1990). С перспективами развития нефтегазового комплекса на шельфе изучаемой территории связана опасность возникновения антропогенно обусловленных гравитационных потоков в результате оседания донной поверхности на площадях месторождений (Неизвестнов, Холмянский, 2002). В результате изучения основных путей перемещения осадочного материала в береговой зоне и на шельфе составлена региональная схема основных направлений гидрогенных потоков и участков развития гравитационных и криогенных потоков осадочного материала, а также зон его преимущественной аккумуляции, позволяющая оценить общие закономерности перемещения вещества на акватории. 4.3.2. Методика оценки интенсивности поступления осадочного материала в береговую зону Региональные оценки баланса осадочного материала (табл. 13) выполнены для береговой зоны Баренцева моря в целом Ю.Д. Шуйским (1986), а для крупных, протяженностью до сотен километров, береговых районов его юго-восточной части (от полуострова Канин до пролива Югорский Шар) О.В. Суздальским (1974, 1997). Как видно из таблицы, региональные оценки существенно различаются как по абсолютным значениям, так и по роли различных источников питания. Оценка объема поступления материала от абразии берегов проводилась в разные годы (Новиков, Федорова, 1989, Огородов, 2001) на Варандейском участке. Полученные при этом результаты близки по порядку величин. В отличие от работ предшественников в нашей работе дана количественная региональная оценка интенсивности поступления в береговую зону материала со стоком отдельных рек (550 бассейнов) и от абразии небольших по протяженности (первые километры) участков берега (более 800 расчетных участков). Нам представлялось важным определить индивидуальные характеристики этих параметров для небольших по протяженности участков береговой зоны, что в совокупности с данными о рельефе, донных осадках и преобладающих потоках наносов на ПБС позволяет оценить морфолитодинамическую ситуацию на каждом конкретном участке береговой зоны.

Таблица 13 Оценка баланса наносов береговой зоны Баренцева моря и его отдельных участков по данным различных авторов Приходная часть, % Район, автор Расходная часть, % Длина берегоПоступВынос Вынос ПриПотери вой лиление волно- эолового Ледовый Абразия Абразия брежная на нии, Сток рек эолового выми материа- вынос в берегов бенчей аккумуистиракм материатечения- ла на море ляция ние ла ми сушу Баренцево море в целом (Шуйский, 1986) Юго-восточная часть Баренцева моря (от м. Канин Нос до пролива Югорский Шар), (Суздальский, 1974) Печорская губа, (Суздальский, Куликов, 1997) 0, 0, нет оценки нет оценки нет оценки нет оценки 0, нет оценки нет оценки нет оценки нет оценки нет оценки нет оценки 95 4.3.2.1. Методика оценки поступления материала со стоком рек Для оценки поступления материала со стоком рек было выполнено выделение водосборных бассейнов рек и вычисление их площади, а затем для каждого из выделенных бассейнов были определены: 1) модуль (норма) стока;

2) величина жидкого стока;

3) величина стока взвешенного материала;

4) величина стока влекомых наносов и растворенных веществ. В итоге дана суммарная оценка поступления материала с речным стоком от каждого из выделенных бассейнов. Методы выделения водосборных бассейнов охарактеризованы выше. Площадь бассейнов определялась с помощью встроенных инструментов программы Auto CAD Map. Малые водосборные бассейны (площадью менее 50 км2) и площади, дренируемые временными водотоками, в ряде случаев показаны как единый бассейн с одним устьем или (для временных водотоков) – одной условной точкой стока (Репкина, 2001). Площадь бассейна р. Печора, как и все ее гидрологические характеристики, приводится по данным справочников (Ресурсы…, 1965, 1974, 1979). Для материковой части территории мы использовали региональную оценку модуля (нормы) стока (Ресурсы…, 1972). Ошибка ее определения для рек с площадью бассейна от 200 до 50 000 км2 составляет 5–7 %, а с площадью бассейна менее 100 км2 – 20-30%. Данные о норме стока для островной части территории отсутствуют. Для этих районов были использованы данные о величине слоя стока (см. приложение 2, рис. 13), а для перехода от слоя к норме стока следующая зависимость: h / M = 31,5, где h – слой стока (мм) M – модуль (норма) стока (л/секкм2) При этом для острова Южный были учтены зависимости между нормой стока и абсолютной высотой (Естафьев, 1971;

Ресурсы…, 1972). Для определения величины жидкого стока использована зависимость (Самойлов, 1952): Q = kFM, где Q - величина жидкого годового стока (км3/ год), F – площадь водосбора реки (км2), M – модуль (норма) стока (л/секкм2), K – коэффициент, равный 3153610-9 (4) (3) 96 Подсчет величины жидкого стока производился индивидуально для каждого бассейна по формуле (4) с учетом распределения модуля стока внутри бассейна. Оценка объема стока взвешенного материала проведена на основании связей между средними многолетними значениями стока воды и взвеси, возможность применения которых практически не ограничена площадью водосбора (Ресурсы..., 1972). В связи со слабой гидрологической изученностью региона данные о мутности рек мало дифференцированы, и вся территория исследования отнесена к зоне средней (25-50 г/м») мутности, для которой предложено выражение: R = 0,0349Q, R – средний годовой расход взвешенных наносов (кг/сек), Q - средний годовой расход воды (м3/сек). Однако для малых рек с незначительной эрозионной способностью, тундровых рек со значительной заболоченностью и заозеренностью водосборов, а также горных и полугорных рек рекомендуется использовать зависимость: R = 0,00063Q (6) При переходе к измерениям среднего годового расхода воды в км3/год, а среднего годового расхода взвешенных наносов в тыс.т/год, зависимости (5) и (6) приобретают вид: R = 0,03491000Q и R = 0,00631000Q, где R – средний годовой расход взвешенных наносов (тыс.т/год), Q - средний годовой расход воды (км3/год). Ошибки при расчетах могут достигать значительных величин, особенно существенных для больших (площадь бассейна более 70 000 км2) и малых (менее 200 км2) рек. В нашей работе для горных и полугорных рек (острова Южный и Вайгач, верховья рек на полуострове Канин), рек с площадью бассейна менее 200 км2, а также средних и крупных рек со значительной заболоченностью и заозеренностью водосборов (некоторые реки Печорской низменности и острова Колгуев) применялась зависимость (6а), для прочих средних и крупных рек - зависимость (5а). Подсчет величины стока взвешенных наносов проводился индивидуально для каждого бассейна. При переходе от веса к объему взвешенных наносов объемный вес осадочного материала был принят равным 1,7 т/м3 (Сафьянов, 1996). Сток влекомых наносов определялся как 7,5% от количества взвешенных наносов, а ионный сток - как 20% (Гордеев,1983). В итоге для каждого из выделенных бассейнов определен суммарный объем поступления взвешенного, влекомого и ионного материала. По объему суммарного стока и сто(5а) (6а) (5) 97 ка взвеси бассейны рек сгруппированы в 5 градаций: 1) менее 0,1;

2) 0,1 – 10,0;

3) 10,0 – 100,0;

4) 100,0 – 1000,0;

5) более 1000,0 тыс. м3/год (рис. 9). По данным В.Н. Михайлова (1998), в устьях рек обычно задерживается 50-70% речных наносов. В ряде случаев эта величина достигает 90-95%. Доля задерживающихся в устьевой области речных наносов возрастает с увеличением размера полузакрытого взморья, объема конуса выноса и площади дельты. На основании выполненной типизации устьевых областей нами произведена приблизительная оценка количества аккумулирующегося здесь осадочного материала. Для устьев рек эстуарного типа, дельт выдвижения и дельт выполнения значение остающегося в устье осадочного материала оценивалось как 50% от стока взвешенных наносов для малых и средних рек (площадь бассейна менее 1000 км2) и 70% для более крупных рек. Для рек, впадающих в лагуны, – как 70%, а для рек с прямым впадением – как 20% от стока взвешенных наносов. Кроме того, при расчетах принималось, что в устьях рек аккумулируются все поступающие влекомые наносы. Разумеется, количество материала, остающегося в устьях рек и поступающего на открытую акваторию (рис. 9) зависит от состава взвеси, поступающей с речным стоком, гидрологических условий на устьевом взморье и ряда других факторов, поэтому полученные цифры следует воспринимать как весьма приблизительную оценку. Однако, учитывая отсутствие информации на эту тему в районе работ (кроме материалов Г. И. Иванова (2002), посвященных изучению барьера “река-море” в губах Печорская и Черная и в устье р. Безымянная), мы сочли возможным сделать такое допущение. 4.3.2.2. Методика оценки поступления материала с берегового уступа Для оценки количества материала, поступающего с берегового уступа, выполнено: 1) выделение расчетных участков (отрезков берега, одинаковых по типу и сходных по параметру открытости - блокированности, то есть близких по скорости отступания, с определенной высотой берегового уступа);

2) определение протяженности расчетных участков;

3) оценка удельного количества осадочного материала, поступающего с одного километра береговой линии, и общего количества осадочного материала, поступающего с расчетного участка берега;

4) итоговая (суммарная) оценка поступления материала с береговых уступов в береговую зону крупных морфолитодинамических районов и областей. Для определения расчетных участков берега различных типов были разделены на открытые и блокированные. При расчетах значение скорости абразии варьировалась в пределах принятого для каждого типа берега разброса значений в зависимости от степени открытости конкретного участка берега. Высота берегового уступа определялась индиви А Б В Г Рис. 9. Интенсивность поступления в береговую зону осадочного материала со стоком рек и удельный объем абразии, тыс. м3 / год Условные обозначения: поступление в береговую зону осадочного материала со стоком рек (А – суммарный объем поступления аллювиального материала, Б – объем поступления взвеси, В – объем материала, поступающего на открытую акваторию с учетом потерь на аккумуляцию в устьях): 1 – менее 0,1, 2 – 0,1 – 10,0, 3 – 10,0 – 100,0, 4 - более 1000,0;

объем осадочного материала, поступающего за счет абразии берегов и размыва прибрежных аккумулятивных форм с 1 км берега: 5 – менее 0,1, 6 – 0,1 – 10,0, 7 – 10,0 – 100,0, 8 – 100,0 – 1000,0;

границы бассейнов рек с площадью бассейна: 9 – более 200 км2, 10 – менее 200 км2;

11 – береговая линия, 12 – изобаты через 50 (м) 99 дуально для каждого участка берега по топокартам масштаба 1 : 100 000 – 1 : 200 000. Для расчетов были приняты следующие градации по высоте берегового уступа: 1-10, 10-20, 20-40, 40-60, более 60 м. Для расчетов использовалось значение средней высоты берегового уступа в пределах принятых градаций. Протяженность участков берега определялась по топокартам масштаба 1 : 200 000. Подсчет объема материала проводился индивидуально для каждого из выделенных участков по известным формулам (Шуйский, 1986): V = Hwa, и Vsum = VL, где V –объем материала, поступающего с 1 км береговой линии (тыс. м3/год), H – высота берегового уступа (м), wa- скорость абразии берега (м/год), Vsum – объем материала, поступающего с участка берега (тыс. м3/год), L – длина участка берега (км). По удельному объему абрадируемого материала участки берега сгруппированы в четыре градации (рис. 9): 1) менее 0,1;

2) 0,1 – 10,0;

3) 10,0 – 100,0;

4) 100,0 – 1000,0 (тыс. м3/км*год). Объем материала, рассчитанный по формулам (7) и (8), должен быть уменьшен на величину, пропорциональную объемной льдистости пород. Учитывая, что данных для определения льдистости разреза каждого расчетного участка берега недостаточно, это было выполнено для крупных отрезков берега на основании данных о литологогеокриологическом строении разреза генетических типов рельефа (табл. 4) различных геоморфологических областей на этапе региональной характеристики морфолитодинамических условий. 4.3.2.3. Методика оценки поступления материала от других источников Оценка поступления осадочного материала от других источников (абразия дна, эоловый и ледовый разнос, разрушение береговых уступов склоновыми и эрозионными процессами) проведена на качественном уровне, на базе данных предшественников (табл. 13), с учетом сведений о донных осадках, гидрометеорологических условиях и морфолитодинамических процессах на прилегающих к берегу участках суши. При оценке поступление материала от а б р а з и и б е н ч е й использованы данные О.В. Суздальского (1974,1997). Приводимые им значения скоростей абразии бенчей (0,3615,5 мм/год) хорошо соотносятся с известными данными о скоростях отступания берегов (7) (8) 100 региона (табл. 9, табл. 10) и расчетами скоростей абразии бенчей на локальных участках (Огородов, 2001). Значения скоростей абразии бенчей, использованные в расчетах Ю.Д. Шуйского (20-110 мм/год), близки к скоростям отступания берегов региона, что невозможно. Объем поступления в береговую зону региона э о л о в о г о м а т е р и а л а (Тарасов, 1979, Шуйский, 1986, Шевченко и др., 1999, 2003а, Иванов, 2002) невелик – первые проценты от объема абразионного материала (табл. 13). Сходные величины получены и для побережья Ямала (Воскресенский, Совершаев, 1998). Объемы поступления эолового материала, рассчитанные по данным о потоках водонерастворимой фракции аэрозолей (крупнее 1 мкм) над акваторией (Шевченко и др., 1999, 2003а), на несколько порядков меньше оценки, приводимой Ю.Д. Шуйским (1986). Скорее всего, это связано выпадением подавляющего количества относительно крупного (песчаного, алевритового) материала в непосредственной близости от берега. Концентрация тонкого материала эоловых аэрозолей, который является одним из немногочисленных источников питания глубоководных участков шельфа, у побережья также возрастает. Данные о поступлении материала з а с ч е т л е д о в о г о р а з н о с а в регионе единичны (Тарасов, 1981) и не позволяют дать региональную количественную характеристику его роли в питании береговой зоны и шельфа. Однако его участие в осадконакоплении отмечается по составу донных осадков на всей акватории. В береговой зоне вынос материала льдами преобладает над привносом (табл. 13). На более глубоких участках шельфа они служат источником поступления материала (Лисицын, 1994). Региональные оценки объемов поступления материала за счет с к л о н о в ы х, э р о з и о н н ы х и т е р м о э р о з и о н н ы х п р о ц е с с о в н а б е р е г о в ы х у с т у п а х отсутствуют. Между тем этот источник имеет в питании береговой зоны существенное значение, заметно изменяющееся в зависимости от строения береговых уступов и степени открытости берега. На различных участках побережья Ямала доля термоабразии и термоденудации береговых уступов (авторы приводят для этих процессов суммарную оценку) в общем объеме материала, поступающего в береговую зону, составляет от 40 до 85%, доля термоэрозии - от 8 до 37%, а доля солифлюкции – от 0,2 до 0,5% (Воскресенский, Совершаев, 1998). В нашей работе дана качественная оценка роли склоновых и эрозионных процессов на береговых уступах для различных морфолитодинамических областей и районов, полученная по данным дешифрирования МДЗ и анализа крупномасштабных топокарт, использовались также результаты наблюдений за отдельными термоэрозионными формами на Варандейском участке (Огородов, 2003а).

101 В настоящее время, в связи с малой освоенностью шельфа юго-восточной части Баренцева моря, роль а н т р о п о г е н н о г о ф а к т о р а в питании береговой зоны и шельфа осадочным материалом в региональном плане незначительна. Между тем антропогенное воздействие интенсивно нарастает. По данным для Варандейского участка, интенсивность отступания берегов возрастает за счет антропогенного воздействия в 1,5-2 раза, существенно возрастает и скорость дефляции (Новиков, Федорова, 1989, Огородов, 2001, 2003а), следовательно, увеличивается и объем поступления на шельф осадочного материала. Полученные детальные количественные оценки роли наиболее значимых в питании береговой зоны источников: твердого стока рек и абразии берегов вместе с результатами типизации берегов и устьевых областей рек и рядом их морфометрических и морфолитодинамических характеристик - объединены в базы данных (табл. 14), которые привязаны к электронной топооснове листа Государственной геологической карты масштаба 1 : 1 000 000. В региональном плане наши результаты в целом близки к оценкам О.В. Суздальского с соавторами (1974, 1997) и подтверждают приоритетное значение разрушения береговых уступов в питании береговой зоны всех районов, за исключением Печорской губы.

4.4. Методика выявления сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и оценки возможности возникновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций Ритмичность морфолитодинамических процессов определяется, в первую очередь, изменчивостью климатических характеристик, а на уровне сезонной изменчивости – сезонной ритмичностью основных гидрометеорологических параметров. В нашей работе на качественном уровне выполнена оценка сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов. Для этого по литературным данным были обобщены сведения о сезонной изменчивости (табл. 3) и сроках (см. приложение 2, рис. 14) основных гидрометеорологических параметров в регионе в целом и в пределах его крупных областей, и построены соответствующие графики. На этом фактическом материале, на базе общепринятых представлений о роли различных факторов в динамике морфолитодинамических процессов были определены и отражены на графиках основные тенденции их сезонной ритмичности (см. приложение 9, рис. 30-35). При оценке возможности возникновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций и их последствий наибольшее значение имеет изучение гидрометеорологиче Таблица 14 Содержание баз данных Название базы данных (тип темы в шейп-файле1) 1 Количество объектов, шт. 2 1. Номер бассейна 2. Местоположение бассейна Содержание полей Значения полей 4 1-550 - п-ов Канин;

- о. Южный;

- о. Вайгач;

- Печорская низменность;

- о. Колгуев - менее 50;

- 50-100;

- 100-200;

- 200-500;

- 500-1000;

- 1000-5000;

- 5000-10000;

- более 10000 - дельта выдвижения;

- дельта выполнения;

- эстуарного типа;

- водоток впадает в лагуну;

- прямое впадение;

- приток более крупной реки с устьем за пределами территории исследования - менее 0,05;

- 0,05-0,1;

- 0,1-10,0;

- 10,0-100,0;

- более 100, 3. Площадь бассейна, км I. Бассейны рек (полигональная) 550 4. Тип устья основного водотока 5. Объем стока воды в устье, км3/год II. Устья рек (точечная) III. Берега (линейная) 6. Объем стока взвешенного материала в устье, тыс. м3/год 7. Объем ионного стока в устье, тыс. м3/год - менее 0,1;

8. Объем стока влекомого материала в устье, тыс. м3/год - 0,1-10,0;

9. Объем суммарного стока в устье, тыс. м3/год - 10,0-100,0;

10. Объем материала, аккумулирующегося в устьевой об- - 100,0-1000,0;

3 ласти, тыс. м /год - более 1000 11. Объем материала, поступающего на открытую акваторию, тыс. м3/год Поля 1 – 11 и их значения аналогичны полям базы данных I - устье перекрыто косой;

12. Блокировка устья косами - не блокировано 13. Ограничение выноса материала за счет очертаний по- впадает в залив или крупную лагуну;

бережья - впадает на открытом побережье 1. Номер участка берега 1-809 2. Местоположение участка аналогичны полю 2 базы I 12 типов берегов, соответствующих легендам к 3. Тип берега геоморфологической карте и карте морфолитодинамики 4. Протяженность участка берега, км от 1,5 - 0-10;

- 10-20;

5. Средняя высота берегового уступа, м - 20-40;

- 40-60;

- более 60 - 0-10;

- 10-20;

6. Средняя ширина пляжа, м - 20-40;

- 40-50;

- 50-100 - 0-0,2;

- 0,2-0,6;

7. Средняя ширина осушки, км - 0,6-1,0;

- более 1,0 - открытый;

8. Степень открытости берега - блокированный 9. Удельный объем осадочного материала, поступающего с - менее 0,1;

- 0,1-10,0;

1 км береговой линии, тыс. м3/год 10. Объем осадочного материала, поступающего с участка - 10,0-100,0;

- 100,0-1000,0 берега, тыс.м3/год В виде шейп-файлов представлена также вся информация, содержащаяся на основных картах (морфоструктурной, геоморфологической и морфолитодинамической) и схемах (орографической, относительных превышений рельефа, литолого-геокриологической и интенсивности морфолитодинамических процессов) 103 ских параметров (Суздальский и др., 2000, Козлов, Неизвестнов, 2000, Рогозин, Бурова, 2002). Оценка их роли сводится к определению: 1) их экстремальных значений и 2) степени воздействия проявления этих значений на морфолитодинамическую ситуацию. Мы использовали данные об амплитудах синоптической, сезонной и межгодовой изменчивости основных гидрометеорологических параметров (табл. 2). Некоторые данные, дающие представление о соотношениях средних многолетних и экстремальных значений гидрометеорологических параметров (средние значения величины сизигийного прилива и максимальные наблюденные величины колебания уровня у берега, средняя и максимальная толщина ровного припая) вынесены на карту морфолитодинамики. Оценка морфолитодинамических последствий проявлений гидрометеорологических параметров малой обеспеченности выполнена на основе литературных данных и наблюдений автора за выраженными в рельефе и ландшафтах последствиями интенсификации (естественной или антропогенной) тех или иных процессов на Варандейском участке. Элементы оценки морфолитодинамических последствий воздействия волнения различной повторяемости содержит типизация морфолитодинамических обстановок на берегах и акватории. При этом для расчетов границ морфолитодинамических зон на шельфе были использованы параметры волнения редкой (1 раз в 50 и 100 лет) повторяемости. Однако эта проблема остается пока слабо изученной. Наиболее значимые изменения всех гидрометеорологических характеристик связаны с ритмичностью колебаний климата, обусловливающей глобальные изменения природных условий региона, в том числе и морфолитодинамических процессов. Но исследование глобальных изменений климата является задачей специальных исследований и в данной работе не проводилось. 4.5. Методика морфолитодинамического районирования При морфолитодинамическом районировании учитывалось, что наиболее важными параметрами, обусловливающими особенности морфолитодинамики суши, береговой зоны и шельфа, являются: 1) дифференцированность новейших движений, предопределившая потенциальную энергию рельефа;

2) климатические условия, в первую очередь, сроки ледовых и снежных явлений, определяющие продолжительность активного периода. На суше, кроме того, весьма значимы мощность, состав и мерзлотные характеристики приповерхностных отложений, обусловливающие устойчивость грунтов, и мощность деятельного слоя, определяющая объем вещества, который может быть приведен в движение, а на акватории – степень ее открытости и интенсивность гидрометеорологиче 104 ских параметров, в первую очередь ветра и ветрового волнения, а также состав и свойства осадков активного слоя. Для береговой зоны важными являются все перечисленные выше факторы, а также уклоны ПБС, в значительной мере обусловленные дифференцированностью новейших движений. На основании всех этих данных были выделены четыре морфолитодинамические области (см. приложение 8, рис. 29). Их границы в общих чертах совпадают с геоморфологическими и морфоструктурными областями. По особенностям морфолитодинамических условий в пределах областей обособились морфолитодинамические районы, что в значительной мере связано с изменениями климатических характеристик и гидрометеорологических параметров с северо-запада на юго-восток. В Новоземельско-Вайгачской и Печорской областях районы выделяются весьма отчетливо. В Канинской и Баренцевоморской областях пространственная неоднородность морфолитодинамических условий менее контрастна. Краткие выводы 1. Предложена комплексная методика регионального изучения морфолитодинамики побережья, береговой зоны и шельфа арктических морей, включающая типизацию морфолитодинамических обстановок, выявление направлений основных потоков вещества, сезонной ритмичности и экстремальных проявлений морфолитодинамических процессов и морфолитодинамического районирования. На всех этапах работ значимую информацию о морфолитодинамике не только суши, но и береговой зоны и шельфа дает анализ аэро- и космических материалов. 2. Методика построена с учетом особенностей морфолитодинамических обстановок и процессов на суше, в береговой зоне и на шельфе и ориентирована на оценку условий, способов, направлений и интенсивности перемещения вещества от водоразделов суши к впадинам шельфа. 3. Типизация морфолитодинамических обстановок основана на выделении:

- на суше - типичных комплексов морфолитодинамических процессов, формирующих в пределах вершинных поверхностей и склонов различных генетических типов рельефа обстановки денудации, транзита или аккумуляции, и ведущих деструктивных процессов;

- в береговой зоне и на шельфе – участков со сходной периодичностью и интенсивностью волнового воздействия, в значительной мере определяющих характер морфолитодинамических обстановок.

105 4. Основные направления перемещения вещества на суше (тальвеги водотоков и склоны различной крутизны) и в береговой зоне (потоки наносов) определялись преимущественно по данным дешифрирования. На более глубоких участках шельфа по гидрометеорологическим данным определены направления постоянных течений на горизонтах с максимальной концентрацией взвеси, которые могут рассматриваться как генеральные траектории гидрогенного и ледового переноса материала за длительный период времени. Участки гравитационного смещения материала выделены на основании анализа морфометрии рельефа и устойчивости отложений приповерхностного разреза. 5. Расчеты объемов поступления материала от абразии берегов и с речным стоком проведены традиционными методами индивидуально для небольших по протяженности (первые километры) участков берега и отдельных рек. В совокупности с данными о рельефе, донных осадках и преобладающих потоках наносов это позволило оценить морфолитодинамическую ситуацию на каждом конкретном участке береговой зоны. 6. Значительное внимание уделено составлению электронных картографических моделей морфолитодинамических обстановок региона (формат ArcView 3.2) и баз данных, включающих характеристики бассейнов и устьевых областей рек и берегов региона.

106 Глава 5. Морфолитодинамика побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря 5.1. Морфолитодинамическая обстановка и преобладающие направления перемещения вещества Описание морфолитодинамических обстановок дано для крупных морфолитодинамических областей от водоразделов суши к равнинам шельфа. Особое внимание уделено обстановке в береговой зоне. На суше практически на всех геоморфологических уровнях преобладают обстановки денудации и транзита материала, а с изменением абсолютной высоты происходит смена типичных комплексов морфолитодинамических процессов и ведущих деструктивных процессов. На шельфе с увеличением глубины происходит не только изменение комплекса типичных процессов, но и смена ведущих морфолитодинамических агентов (см. табл. 12, приложение 7, рис. 28), уменьшается интенсивность морфолитодинамических процессов (см. приложение 8, рис. 29). 5.1.1. Канинская область Особенности морфолитодинамической обстановки здесь обусловлены: 1) достаточно высокой дифференцированностью новейших вертикальных движений, предопределившей значительную вертикальную расчлененность рельефа и значительные уклоны ПБС;

2) невысокой, как правило, мощностью рыхлых отложений на суше и голоценовых отложений на шельфе;

3) относительно мягкими климатическими условиями, которые определяют сравнительно высокую продолжительность периода активности морфолитодинамических процессов, на суше - низкую и среднюю устойчивость грунтов приповерхностного разреза к протаиванию и широкое распространение таликовых зон, а на акватории отсутствие на ПБС сезонно-мерзлого слоя и (кроме юго-восточной части области) устойчивого припая;

4) преимущественно открытым характером берега и слабой его изрезанностью из-за приуроченности береговой линии к активным линеаментам;

5) значительными высотами волн и скоростями приливно-отливных и постоянных течений. Сочетание этих факторов определяет: 1) интенсивность морфолитодинамических процессов, которая на суше изменяется от высокой до умеренной, а на акватории – от максимально высокой до высокой;

2) активное перемещение вещества с суши на шельф. В области выделяются два района: Западный и Восточный. Их морфолитодинамические условия в целом близки, а различия, наиболее заметные в береговой зоне и на акватории, 107 отражены при картировании (см. приложение 7, рис. 28, приложение 8, рис. 29). Поэтому ниже приведено их совместное описание. П р и б р е ж н а я с у ш а. На структурно-денудационной водораздельной равнине кряжа Поэ повсеместно развиты процессы криогенного выветривания и растрескивания. На маломощных преимущественно суглинистых рыхлых отложениях, в условиях достаточно высоких температур пород развиты термокарст и пучение, а интенсивность переработки материала лимитируется незначительной расчлененностью рельефа и невысокой льдистостью. Термоэрозия и эрозия в центральной части водораздела развиты слабо, поэтому вынос материала, подготовленного процессами выветривания и термокарста, замедлен. Учитывая значительные средние скорости ветра, высокие значения повторяемости и продолжительности сильных ветров (см. приложение 2, рис. 15, приложение 9, рис. 30) и уплощенный характер рельефа, не благоприятствующий накоплению мощного снежного покрова, можно предположить наличие дефляции. Однако крупные дефляционные формы при дешифрировании топокарт и МДЗ не выявлены. Вероятно, это связано с преобладанием мелкоерниковых тундр (рис. 1), обеспечивающих достаточно высокую закрепленность поверхности. В целом интенсивность морфолитодинамических процессов здесь невелика. Интенсивность перемещения материала значительно возрастает на крутых склонах, ограничивающих структурно-денудационную равнину. Кроме комплекса склоновых процессов, здесь активно протекают термоэрозия и эрозия, наиболее интенсивные в пределах многочисленных таликовых зон. К нижним частям склонов приурочены локальные ареалы аккумуляции материала. В пределах возвышенных эрозионно-денудационных и низких поздненеоплейстоценовых морских равнин ведущими деструктивными процессами являются термоэрозия и эрозия при участии термокарста, а в пределах низких аллювиально-озерных равнин, сложенных высокольдистыми, часто оторфованными супесчано-суглинистыми отложениями, - термокарст и термоэрозия. Перемещение материала на склонах осуществляется процессами термоэрозии, солифлюкции, эрозии, десерпции и делювиального смыва. На отдельных участках уплощенных поверхностей и склонов развита дефляция. В условиях повсеместно невысокой устойчивости приповерхностного разреза интенсивность морфолитодинамических процессов убывает по мере уменьшения абсолютной высоты и расчлененности рельефа от возвышенных к низменным равнинам (см. приложение 8, рис. 29). Низкие голоценовые морские и аллювиально-морские равнины, сложенные преимущественно песчаными отложениями, активно перерабатываются под воздействием 108 термоэрозии, эрозии и эоловых процессов. Участки современной аккумуляции на побережье приурочены к узкой прибрежной полосе и устьевым областям рек. Таким образом, для полуострова Канин, за исключением вершинной поверхности кряжа Поэ, характерно интенсивное перемещение материала под действием процессов гидрогенной и гравитационной природы от верхних геоморфологических уровней к берегу. Мощность слоя отложений, которые могут быть вовлечены в морфолитодинамические потоки, лимитируется мощностью СТС (табл. 4) и составляет в пределах различных генетических типов рельефа в среднем 1,3-1,7 м (на торфяниках – около 0,8 м, а на коренных породах до 2 м). В таликовых зонах она может быть и большей. Вдоль участков берега с тенденцией к новейшему воздыманию (см. приложение 3, рис. 19), низкие аккумулятивные террасы отсутствуют или имеют незначительную ширину (см. приложение 4, рис. 20), поэтому склоновый материал может поступать непосредственно в береговую зону. Локальные ареалы его промежуточной аккумуляции приурочены к не затронутым термоэрозией, эрозией и береговыми процессами участкам подножий склонов. Для облика б е р е г о в о й з о н ы Западного и Восточного районов характерна отчетливая зависимость от направленности и интенсивности новейших движений. На участках новейшего воздымания преобладают обстановки размыва и транзита, а ареалы аккумуляции материала локальны и приурочены к устьевым областям рек (см. приложение 7, рис. 28). Здесь развиты преимущественно абразионные и термоабразионные берега. На береговых уступах активно протекают эрозионные и склоновые процессы. На суглинистых отложениях развиваются оползни, на песчаных – осыпи, на коренных породах – обвалы и осыпи. Интенсивное развитие термоабразионных, абразионных и склоновых процессов провоцируют высокие (2-3 м) приливы. В пределах ПБС преобладание обстановки размыва подтверждается малой (менее 1 м) мощностью голоценовых отложений, сопоставимой с мощностью активного слоя. В Восточном районе, на участках, где темпы абразии берегов значительны, можно предположить развитие на прилегающем ПБС термокарстовых просадок, связанных с деградацией реликтовых ММП. Для областей новейшего относительного и/или абсолютного опускания характерны термоденудационные и аккумулятивные берега, в том числе протяженные косы и бары и аккумулятивный облик ПБС. Питание береговой зоны в Западном и Восточном районах осуществляется в основном за счет абразии берегов (табл. 15). Объем материала, поступающего от этого источника, даже с учетом льдистости пород, слагающих береговые уступы, на несколько порядков больше, чем объем материала, поступающего со стоком рек и от абразии бенчей. Обратная картина наблюдается лишь в дельтах выполнения и эстуариях некоторых рек, где объ Таблица 15 Объем материала, поступающего в береговую зону морфолитодинамических областей и районов от разных источников Объем осадочного материала, поступающего в береговую зону, тыс. м3/год Области, районы Длина береговой линии1, 2 км от абразии берегов3 с учетом льдистости береговых уступов от абразии бенчей3, 4 всего минимум максимум 9021 1400 7620 1572 1384 188 17319 14065 3254 4500 700 3800 1100 1000 100 9000 7000 2000 7200 1100 6100 1400 1200 170 13900 11300 2600 2,9 (0,21) нет данных нет данных нет данных 21,7 (0,10) 10,8 (0,08) 10,9 (0,22) с речным стоком1, 4 в устья на акваторию Объем аллювиального материала, аккумулирующегося в устьевых областях рек1, % 37,1 38,5 36,4 49,0 49,7 44,1 60,7 57,1 60, Канинская область Западный район Восточный район НовоземельскоВайгачская область Новоземельский район Вайгачский район Печорская область Западный район Восточный район 420 100 320 3200 2800 400 2880 1350 9,6 (0,1) 3,1 (0,2) 6,5 (0,1) 18,5 (1,2) 16,1 (1,2) 2,4 (1,3) 5636,7 (32,5) 67,9 (0,5) 5568,7 (171,1) 6,0 (0,1) 1,9 (0,1) 4,1 (0,1) 9,5 (0,6) 8,1 (0,6) 1,3 (0,7) 2216,1 (12,8) 29,1 (0,2) 2186,9 (67,2) Таблица Фракционный состав осадочного материала, поступающего в береговую зону различных областей и районов по оценкам О.В. Суздальского (1974, 1997) Области, районы Канинская область Западный район Восточный район Печорская область Западный район Тиманский берег о. Колгуев Восточный район Печорская губа Восточно-Печорский берег содержание фракций, более 1 мм 5,2 5,1 5,3 4,1 4,1 4,1 4,1 4,2 4,2 4,1 песок 24,5 20,8 28,2 29,3 28,7 28,7 28,7 30,0 31,2 28,7 алеврит 36,9 36,6 37,1 27,9 26,5 27,1 25,9 29,3 31,6 27,1 пелит 33,5 37,5 29,4 38,6 40,7 40,1 41,3 36,6 33,0 40, 1 По расчетам автора Длина береговой линии определялась по топографическим картам масштаба 1 200 000, включая береговую линию островов 3 По оценкам О.В. Суздальского (1974, 1997) 4 В скобках – соотношение объема материала, поступающего от этих источников, с объемом материала, поступающего от абразии берегов, % 110 ем стока наносов превышает объем поступления абразионного материала. Различия между поднимающимися и опускающимися участками проявляются и в особенностях поступления в береговую зону материала. На поднимающихся участках, где непосредственно к берегу часто подходят значительно расчлененные и крутые склоны, объем материала, поставляемого за счет склоновых, термоэрозионных и эрозионных процессов на береговых уступах и в прикромочных областях террас, скорее всего, сопоставим с объемом материала от абразии берегов. На отрезках берега, сложенных устойчивыми к абразии коренными породами, роль склонового материала, возможно, более существенна, чем роль абразии. Для устьевых областей большинства рек на поднимающихся участках характерно прямое впадение, в связи, с чем объем материала, задерживающегося в их устьях, относительно невелик. На участках относительного опускания значительные объемы аллювиальной взвеси осаждаются в устьевых областях, часто представленных дельтами выполнения и эстуариями, и увеличение в питании береговой зоны роли местного эолового материала. Состав материала, поступающего от абразии берегов и разрушения береговых уступов, изменяется в соответствии с особенностями строения разреза примыкающих к берегу генетических типов рельефа (табл. 4). Для аллювиального материала характерно преобладание в составе взвеси алевритовых и пелитовых частиц. Аккумулятивные формы в устьевых областях средних рек сложены преимущественно песками (Лоция, 1939, 1949, 1954). В целом от различных источников поступает преимущественно алеврито-пелитовый материал (Суздальский, 1974). Доля гравийно-галечного материала не превышает первых процентов (табл. 16). Интенсивное волновое воздействие обусловливает глубокую дифференциацию материала, вынос тонких частиц и преимущественно песчаный состав донных осадков как на ПБС, так и на более глубоких участках подводного склона. Для Западного и Восточного районов характерны протяженные вдольбереговые потоки наносов, фиксируемые на МДЗ по устойчивым отклонениям аккумулятивных форм в устьях рек. С их разгрузкой связано нарастание дистальных концов кос (с севера на юг в районе устья р. Месна и с северозапада на юго-восток на Канинских Кошках). Аккумулятивные формы, созданные при участии поперечных потоков наносов, отмечаются лишь в пределах аккумулятивного ПБС на юго-востоке области (см. приложение 5, рис. 21). З а п р е д е л а м и П Б С решающая роль в транспорте осадочного материала, рельефообразовании и формировании морфолитодинамических обстановок принадлежит приливно-отливным и постоянным течениям. Интенсивность волнового воздействия на дно изменяется от умеренной на подводных склонах полуострова Канин до незначительной на 111 более глубоких участках и слабой в замкнутых и полузамкнутых впадинах Восточного района. Мощность активного слоя составляет преимущественно первые десятки сантиметров (табл. 12), возрастая на участках наиболее интенсивных течений. Воздействие различных гидродинамических агентов обусловливает значительные скорости суммарных поверхностных и придонных течений (см. приложение 2, рис. 17), дифференциацию осадков в волно-приливном поле и преобладание обстановок транзита материала. В Воронке Белого моря происходит перемывание реликтовых песков (Павлидис, 1995). Там, где скорости придонных течений достигают максимальных значений (более 0,5-1,0 м/с), отмечается размыв донных осадков, выходы на поверхность дна доголоценовых отложений (гравийно-галечные миктиты в Западном районе) или формирование за счет выноса более тонких фракций существенно гравийных осадков (Восточный район). По данным В.С. Медведева и Е.М. Потехиной (1986), в летний период наибольшие значения концентрации взвеси отмечаются на всех горизонтах вдоль берега полуострова Канин примерно до нижней границы верхней зоны шельфа. При этом максимальные величины (до 10 мг/л) характерны для Западного района, где значительные объемы взвеси поступают от размыва берегов и с водами Беломорского стокового течения. Глубже верхней зоны шельфа большая часть взвешенного материала перемещается внутри водной толщи. Судя по распределению донных осадков, часть взвешенного материала осаждается на выходе из Воронки Белого моря, где воды Беломорского стокового течения, огибая мыс Канин Нос, взаимодействуют с атлантическими водными массами. Суммарная концентрация взвеси в летний период здесь в 2-3 раз превышает фоновые значения, а наибольшие ее концентрации отмечаются на горизонтах от 30 до 50 м (Иванов, 2002). Промежуточная аккумуляции осадочного материала преимущественно песчаной размерности происходит, скорее всего, в небольших замкнутых и полузамкнутых впадинах Восточного района. Гравитационные смещения материала, несмотря на значительные (до 2о) уклоны подводного склона полуострова Канин, в связи с достаточно высокой устойчивостью приповерхностного разреза для области не характерны. Ледовый разнос осадочного материала связан со льдами, выносимыми Беломорским стоковым течением, дрейфующими льдами открытого моря и эрозионной и транспортной деятельностью неустойчивого в течение всей зимы припая. Вероятно, обогащение донных осадков гравийно-галечным материалом, характерное для Восточного района, обусловлено, в том числе и этим фактором. В обоих районах отмечалось появление айсбергов (см. приложение 2, рис. 18).

112 5.1.2. Новоземельско-Вайгачская область Особенности морфолитодинамической обстановки здесь обусловлены: 1) максимальной в регионе интенсивностью и дифференцированностью новейших вертикальных движений, предопределившей наибольшие абсолютные высоты, весьма значительные (до 200 м) глубины, максимальные относительные превышения и потенциальную энергию рельефа, а также малую, как правило, мощность рыхлых отложений на суше и голоценовых отложений на шельфе;

2) структурно-геологическим строением, в значительной мере определившим очертания береговой линии, уклоны ПБС и различную, в целом высокую устойчивость выходящих на поверхность и в береговых уступах коренных пород: большую у существенно карбонатных и меньшую у преимущественно терригенных;

3) наиболее суровыми в регионе климатическими условиями, которые определяют краткую продолжительность активного периода и стремительную активизацию в это время морфолитодинамических процессов, на суше - высокую и среднюю устойчивость грунтов приповерхностной части разреза к протаиванию, а на акватории - продолжительное стояние припая и возможность зимнего промерзания верхней части ПБС;

4) существенным во все сезоны уменьшением с северо-запада на юго-восток интенсивности ветра и волнения. Сочетание этих факторов определяет: 1) интенсивность морфолитодинамических процессов: на суше – от максимально высокой до низкой, а на акватории – от максимально высокой до незначительной;

2) различия морфолитодинамических обстановок, которые позволяют выделить Новоземельский и Вайгачский районы. Н о в о з е м е л ь с к и й р а й о н и п р о л и в К а р с к и е В о р о т а. На п р и б р е ж н о й с у ш е на водораздельных поверхностях структурно-денудационного низкогорья острова Южный преобладают процессы криогенного выветривания и растрескивания. Максимальная в регионе потенциальная энергия рельефа и высокие расходы воды в период схода снежного покрова, характерные для арктической тундры, обусловливают высокую активность термоэрозии и эрозии на прибровочных участках и преимущественно крутых склонах. Интенсивность переработки материала этими процессами лимитируется незначительной мощностью рыхлых отложений и глубиной их сезонного протаивания (табл. 4). Приповерхностное залегание коренных пород и значительная вертикальная и горизонтальная расчлененность рельефа определяют подчиненную роль термокарста и пучения и набор склоновых процессов: обвально-осыпных, курумовых, десерпционных, быстрой и медленной солифлюкции (см. приложение 7, рис. 28). При малой мощности СТС, близком залегании коренных пород и значительной увлажненности грунтов, связанной со снеготаянием, протаиванием ММП и режимом осадков, весьма активны сплывы.

Pages:     | 1 || 3 | 4 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.