CC BY
73КАК РАЗРУШАЮТСЯ МОРСКИЕ
БЕРЕГА АРКТИЧЕСКИХ ПРИМОРСКИХ НИЗМЕННОСТЕЙ
Феликс Эрнестович Арэ,
кандидат технических наук,
доктор географических наук, профессор, г. Санкт-Петербург
Морские берега арктических приморских низменностей интенсивно разрушаются. Их динамика существенно отличается от динамики берегов в более низких широтах вследствие того, что они сложены многолетнемёрзлыми горными породами (ММП). Выполнен огромный объём разносторонних исследований по динамике берегов. Их результаты опубликованы во многих монографиях и тысячах статей. Но мне как автору этой статьи в течение более полувека общения с исследователями берегов и практическими работниками приходилось многократно сталкиваться с незнанием или непониманием некоторых принципиально важных и давно известных положений береговой динамики. Такие недоразумения обусловлены, прежде всего, сложностью комплекса процессов, определяющих динамику берегов вообще и динамику мёрзлых берегов в особенности. Берега изменяются вследствие сложного физического взаимодействия лито-, гидро- и атмосферы. Универсальному специалисту по динамике мёрзлых берегов требуются глубокие знания мерзлотоведения, механики грунтов, теплофизики, гидродинамики, влияния на берега экстремальных атмосферных явлений, твёрдого стока рек, морского ледообразования, ледового транспорта наносов и др. Но высшие учебные заведения не готовят специалистов такого широкого профиля. В мире нет учебников по динамике мёрзлых берегов. Большая часть результатов исследований опубликована на английском языке, что затрудняет их использование в России. Публикации же на русском языке практически игнорируются за рубежом.
Автору представляется, что в современных условиях начинающим исследователям (и не только начинающим) может быть полезен рефе-
Ф. Э. Арэ
DOI: 10.24411/1728-516Х-2019-10021
рат, содержащий очень краткое изложение самых важных положений, на которых базируется современная динамика морских берегов с учётом её особенности в Арктике. Такой реферат даст возможность получить общие представления о динамике берегов с минимальными затратами времени и поможет выбрать ориентиры для углублённого изучения этой интереснейшей отрасли наук о Земле. Предлагаемая статья представляет собой попытку создания такого реферата.
Береговая терминология
Рассмотрим минимальный набор терминов, используемых в динамике берегов, необходимый для дальнейшего изложения, на примере морского берега низменности, сложенной рыхлыми горными породами (рис. 1). Берег - это полоса суши между береговой линией (урезом воды) и верхним краем (бровкой) берегового уступа.
Когда человек, далёкий от географической науки, говорит о разрушении морского берега, он обычно имеет в виду разрушение берегового уступа волнами. На самом деле волны в основном разрушают обширный подводный береговой склон (ПБС) и узкую зону заплеска волн (пляж).
Подводным береговым склоном называется прибрежное мелководье, в пределах которого волны способны перемещать материал, слагающий дно (донные наносы). Соответственно, внешней границей ПБС является изобата, соответствующая максимальной глубине, на которой волны способны передвигать донные наносы.
Весь комплекс процессов разрушения берега развивается в пределах от изобаты граничной глубины до бровки берегового уступа, т. е. на
Береговой уступ (клиф)
Уровень моря
Зона разрушения волн
Зона . заплеска
Подводные бары
Береговой подъем
О щ
Й с
1 (О
г *
2
1 10
Я &
Подводный береговой склон (ПБС)
, Берег
Береговая зона
Рис. 1. Схема поперечного сечения береговой зоны моря, сложенной рыхлыми горными породами
ПБС, на пляже и на поверхности берегового уступа. В целом, это пространство называется береговой зоной.
Основные черты процесса разрушения морских берегов
Первопричиной разрушения морских берегов является ветер, а движущими силами - создаваемые ветром волнение и течения водных масс. Волны размывают ПБС и зону заплеска волн и удаляют продукты размыва (наносы) из береговой зоны. Удаление наносов приводит к понижению поверхности ПБС и зоны заплеска волн и к продвижению верхней границы зоны заплеска в сторону суши. При этом основание берегового уступа подвергается размыву, который нарушает равновесие уступа и инициирует его денудационное разрушение. Если берег сложен твёрдыми или мёрзлыми породами, то в основании уступа образуется волноприбойная ниша. Её углубление приводит к глыбовому обрушению уступа на пляж (рис. 2). Если породы рыхлые, продукты денудации сползают по склону к подножию уступа. В любом случае продукты разрушения, поступившие к подножию уступа, удаляются в море течениями, возникающими при волнении.
Разрушение берега определяется развитием гидродинамических процессов размыва подводного берегового склона и удаления продуктов размыва из береговой зоны. После прекращения удаления наносов с ПБС, например, вследствие осуществления берегозащитных мероприятий, береговой уступ постепенно возвращается в состояние равновесия под воздействием денудационного выполаживания до угла естественного откоса.
Профиль равновесия подводного берегового склона
Волны океанов и морей во время штормов атакуют берега по всему земному шару и во многих районах их
разрушают, что приводит к отступанию берегов и затоплению суши морем. Инструментальные наблюдения показали, что в течение последних 100 лет отступание многих разрушающихся берегов не затухает. В связи с этим возникает вопрос, может ли разрушение берегов привести к полному поглощению суши мировым океаном. Ценную информацию по этому вопросу дают результаты многочисленных лабораторных опытов по размыву песчаных берегов, выполненных в разных странах, начиная с 20-х годов ХХ в. На рис. 3 в качестве примера показана схема проведения и результаты одного из таких опытов, проведённых в своё время в СССР На этом рисунке показан продольный разрез гидравлического лотка прямоугольного поперечного сечения глубиной 60 см. Один конец лотка был заполнен песком. Затем лоток был частично наполнен водой. После этого был включен волнопродуктор, установленный в противоположном конце лотка, непрерывно создающий волны с постоянными параметрами. Волны
Шельф
Рис. 2. Гпыбовое обрушение берегового склона.
Фото М. Н. Григорьева
Рис. 3. Схема проведения и результат одного из лабораторных опытов по размыву песчаного берега волнами. Красная линия показывает очертание поверхности песчаного массива после окончания опыта
размывали верхнюю часть песчаного массива и перемещали размытый песок за начальные пределы массива. Вследствие этого песчаный берег водоёма в лотке отступал. Скорость отступания постепенно уменьшалась, и через некоторое время отступание прекратилось. Продолжающееся волнение в дальнейшем не вносило изменений в положение берега и в очертания песчаного массива.
Результаты этого опыта, как и всех других аналогичных опытов, убедительно показывают, что разрушение берега в лотке волнами является затухающим процессом и прекращается по достижении некоторого профиля равновесия подводного берегового склона. Казалось бы, это означает, что разрушение берегов волнами не может привести к затоплению суши мировым океаном. Но в действительности опыты в лотках недостаточны для столь убедительного вывода.
В отличие от берегов, описанных в лабораторных опытах, некоторые реальные морские берега, как уже отмечалось выше, отступают с незатухающей скоростью на протяжении многих лет. Причина такого расхождения лабораторных опытов с натурными наблюдениями заключается в том, что в природе нет берегов, к которым волны всегда подходят по нормали. При подходе волн под углом менее 90° возникает вдольбереговое течение воды и обусловленное им вдольбереговое движение наносов на ПБС и в зоне заплеска волн. Если в результате этого движения количество уходящих наносов превышает количество приходящих, то на соответствующем участке берега возникает дефицит наносов, необходимых для формирования профиля равновесия ПБС. Этот дефицит может быть восполнен только дальнейшим размывом береговой зоны. Именно поэтому отступание берега в реальности не затухает.
В целом, результаты лабораторных опытов по размыву берегов в лотках наглядно показывают, что причиной их незатухающего разрушения и отступания является не механическое воздействие волн, а удаление продуктов размыва из береговой зоны течениями воды. Важно никогда не забывать, что разрушение и отступание берегов обусловлено подводными процессами удаления наносов из береговой зоны. Всё, что происходит
на берегу, то есть над водой, является следствием подводных процессов.
Опыты в лотках, в частности, показывают, что бессмысленно искать тесную корреляцию между суммарной энергией волнения на морской границе береговой зоны и скоростью отступания берега, а тем более пытаться рассчитать скорость отступания по суммарной энергии волнения без учёта вдольберегового потока наносов.
При изучении динамики берегов важно понимать, что два противоположно направленных процесса - отступание разрушающихся берегов и наступание аккумулятивных берегов на море - имеют одну причину -энергию волнения и осуществляются одним и тем же процессом - перемещением наносов водными потоками, которые создаются волнением. Но если на данном участке берега наносы удаляются с ПБС, то берег отступает. Если наносы накапливаются (аккумулируются) на ПБС, то берег наступает на море.
Особенности берегов арктических приморских низменностей
Главной особенностью арктических берегов является то, что они сложены многолетнемёрзлыми горными породами. Мёрзлое состояние пород оказывает влияние на динамику всех видов берегов, но на скальных берегах это влияние проявляется слабо. Наиболее сильное влияние наблюдается на разрушающихся берегах, сложенных многолетнемёрзлыми рыхлыми отложениями с очень большим содержанием повторно-жильного льда. Такие отложения учёные называют ледовым комплексом.
Систематические исследования динамики арктических берегов начались в 60-х годах ХХ в. К тому времени изученность динамики берегов более низких широт за пределами области вечной мерзлоты достигла весьма высокого уровня. В 1962 г. была опубликована капитальная монография В. П. Зенковича «Основы учения о развитии морских берегов». Но в ней из 710 страниц крупного формата только 2 страницы посвящены берегам арктических морей, что отражает их слабую
Рис. 4. Обнажение ледового комплекса в береговой зоне моря Лаптевых.
Фото М. Н. Григорьева
изученность, обусловленную труднодо-ступностью. В то время скудные сведения об арктических берегах, рассеянные в разных публикациях исследователей Арктики, ограничивались описаниями геоморфологии береговых уступов, сделанными на основе визуальных наблюдений во время кратковременных посещений. Наибольшее впечатление на исследователей производили разрушающиеся берега приморских низменностей, на которых в летнее время наблюдались огромные обнажения тающих подземных льдов (рис. 4). Такие берега производят большое впечатление на всех наблюдателей и в настоящее время. Вполне естественно, что под воздействием этих впечатлений наблюдатели, которые о динамике берегов обычно имели весьма поверхностные представления, воспринимали увиденное как тепловой процесс. К сожалению, В. П. Зенкович в своей монографии присоединился к этому мнению и написал, что в разрушении берегов полярных морей «главную роль играет тепловое воздействие атмосферы и морской или речной воды». Такое представление о разрушении арктических берегов широко распространено и в настоящее время. Но оно ошибочное.
Давно известно, что талики под акваториями малых водоёмов, на которых волнение ничтожно, а берега сложены многолетнемёрзлыми рыхлыми отложениями, не выходят за пределы площади водной поверхности. Берега таких водоёмов не разрушаются, за исключением тех случаев, когда суммарная осадка при оттаивании ММП превышает высоту береговых уступов. Таким образом, теплового воздействия водоёма и атмосферного воздуха на берега недостаточно для разрушения мёрзлых берегов. Для их разрушения так же, как и для разрушения немёрзлых берегов, необходим размыв берегов волнами и удаление продуктов размыва из береговой зоны водными потоками.
Не следует забывать, что столь впечатляющие для наблюдателей обнажения льда и мёрзлых пород на береговых уступах возникают потому, что основание уступов размывается волнами. Если море отступит от берегов по каким-либо естественным или искусственно созданным причинам, обнажения мёрзлых пород через несколько лет исчезнут под слоем сезонного протаива-ния и в дальнейшем будут освоены растительностью, а берег стабилизируется.
Главной движущей силой разрушения берегов арктических приморских низменностей так же, как и берегов в более низких широтах, является энергия волнения. Тепловые процессы, несомненно, участвуют в разрушении арктических берегов, но они возникают вследствие того, что волнение нарушает динамическое тепловое равновесие горных пород, слагающих береговую зону.
Таким образом, разрушение морских берегов в любой климатической зоне является по своей сути гидродинамическим процессом, и разрушение арктических
берегов - это не криогенный процесс, поскольку криогенные береговые процессы возникают как следствие гидродинамических процессов.
Всё сказанное ставит под сомнение правомерность применения термина «термоабразия берегов», который широко используется в России. Полвека назад, приступая к изучению динамики арктических берегов, я затратил немало времени на то, чтобы разобраться в различных трактовках этого термина и сформулировать адекватное понятие термоабразии. В настоящее время следует признать, что разнобой в применении термина «термоабразия» стал ещё сильнее. Приходится вспомнить, что В. П. Зенкович рекомендовал применять термин «абразия» только для воздействия волн на скальные берега, а для разрушения берегов, сложенных рыхлым материалом, использовать термин «размыв». В англоязычной литературе разрушение всех морских берегов, независимо от их геологического и мерзлотно-геологи-ческого строения, именуется береговой эрозией (coastal erosion). А термин «термоабразия» придумали мерзлотоведы, для которых разрушение берегов, сложенных прочными, как скала, многолетнемёрзлыми рыхлыми породами, представлялось тепловым процессом.
Восприятие разрушения мёрзлых берегов как теплового процесса привело к далеко не безобидным последствиям. Многолетнемёрзлые рыхлые породы в суровом арктическом климате обладают механической прочностью одного порядка со скальными породами. Во время штормов волны омывают береговые обнажения и обрушившиеся на пляж блоки льда и многолетнемёрзлых пород (рис. 5). Очевидно, что для размыва мёрзлый материал должен оттаять. Это обстоятельство приводит многих людей к мысли, что мёрзлое состояние пород должно затруднять их размыв и, следовательно, для прогноза разрушения мёрзлых берегов необходимо, прежде всего, рассчитать оттаивание ММП в береговой зоне. По сути, в основе таких методов прогноза лежит аксиома - мёрзлый берег отступает настолько, насколько протаивает.
Рис. 5. Разрушающийся берег о. Муостах в лучах заходящего солнца
Рис. 6. Формирование волноприбойной ниши в основании берегового обнажения ископаемого льда.
Фото М. Н. Григорьева
Таким образом, прогнозисты меняют местами причину разрушения берегов и его следствия.
Между тем давно доказано несколькими методами, что объём рыхлых пород, оттаявших в береговой зоне за лето, даже в самых суровых климатических условиях Арктики, в несколько раз превышает возможности моря по его удалению из береговой зоны. Таким образом, волны и волновые потоки размывают и транспортируют в основном талые наносы. Следовательно, темп отступания арктических берегов так же, как и за пределами Арктики, определяется не тепловыми, а гидромеханическими процессами.
Прямой контакт морской воды с обнажённой поверхностью ММП наблюдается только в верхней части волноприбойной площадки во время сильных штормов, когда формируются волноприбойные ниши и происходит обрушение блоков мёрзлой породы на пляж (рис. 6). Возможное влияние размыва обнажённой мёрзлой породы на динамику берегов не может быть значительным, потому что такой размыв происходит только в узкой полосе у подножия береговых уступов и ограничен во времени продолжительностью штормов. Но для правильной оценки значения этого процесса гораздо большее значение имеют парадоксальные результаты лабораторных экспериментов мерзлотоведов Московского университета, которые установили, что замороженные рыхлые породы размываются однонаправленным водным потоком быстрее, чем незамороженные. По мнению авторов эксперимента, причина этого различия заключается в том, что расширение льда при замерзании ослабляет связи между частицами породы.
Аномальные скорости отступания арктических берегов
Среди специалистов в области наук о Земле, интересующихся динамикой морских берегов, довольно широко распространено мнение об аномально большой
скорости отступания арктических берегов по сравнению с берегами более низких широт. Это вызывает недоумение, поскольку арктические моря большую часть года скованы льдом, который исключает воздействие волн на берега, а в низких широтах волны атакуют берега круглый год. Таким образом, появляется ещё одна «загадка вечной мерзлоты» и соблазн объяснить аномальные скорости разрушения берегов мёрзлым состоянием слагающих их пород.
Прежде чем разгадывать эту «загадку», следует отметить, что изначально она возникла из-за публикации ряда недостоверных сообщений о скорости отступания арктических берегов на несколько десятков и даже сотен метров в год. До сих пор некоторые не в меру ретивые соискатели грантов на изучение динамики арктических берегов пишут о сказочной скорости их отступания. В действительности преобладающие скорости отступания берегов арктических приморских низменностей варьируют в пределах от 2 до 6 м/год. Например, достоверно установлено, что 344 км разрушающегося берега моря Бофорта на Аляске в течение 30 лет (1950-1980) отступали со средней скоростью 2,5 м/год. При этом берега, сложенные наиболее мелкозернистыми отложениями с большим содержанием пылеватых частиц, отступали со средней скоростью 5,4 м/год, а местами была измерена скорость 18 м/год. За пределами Арктики такие большие скорости отступания берегов нигде не зафиксированы.
В США южнее полярного круга наибольшая скорость разрушения морских берегов наблюдается в Мексиканском заливе. В этом регионе берега штата Техас по своей морфологии и геологическому строению сходны с исследованными берегами моря Бофорта на Аляске. Средняя многолетняя скорость отступания техасских берегов 1,2 м/год. Таким образом, рассматриваемая аномалия действительно существует. Для её объяснения выполнен большой объём специальных исследований.
В настоящее время можно считать установленным, что аномально большие скорости отступания
арктических берегов обусловлены в основном большим содержанием льда и алеврита в многолетнемёрзлых рыхлых отложениях, а также формированием внутри-водного льда во время осенних штормов при отрицательной температуре воздуха.
Влияние подземного льда в береговой зоне на динамику берегов очень простое. Лёд представляет собой часть твёрдого материала, слагающего береговую зону в Арктике, но при разрушении берегов он превращается в воду. Таким образом, уменьшаются затраты механической энергии волн, необходимые для разрушения берега и удаления продуктов разрушения из береговой зоны. Влияние этого фактора может быть очень большим, поскольку суммарное содержание льда в некоторых разновидностях многолетнемёрзлых рыхлых пород с повторно-жильными льдами достигает 95 % по объёму.
Влияние пылеватости ММП на динамику берегов сходно с влиянием льдистости, хотя и отличается от него по физической сущности. Как уже отмечалось выше, алеврит и глинистые частицы представляют собой так называемые наносы неволнового поля. Они легко взвешиваются волнами, удаляются из береговой зоны во взвешенном состоянии и, таким образом, не участвуют в формировании рельефа береговой зоны.
Давно известно, что гранулометрический состав многолетнемёрзлых рыхлых отложений отличается повышенным содержанием пылеватых частиц (до 95 % по массе). Поэтому влияние пылеватости на динамику берегов так же, как и влияние льдистости, может быть очень большим. Например, некоторые участки берегов моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря сложены ледовым комплексом, который содержит до 90 % подземного льда по объёму, а его минеральная часть содержит более 90 % пылеватых частиц по массе.
Максимальные скорости отступания арктических берегов наблюдаются именно на берегах, сложенных ледовым комплексом с наибольшим содержанием льда и алеврита. Например, такие берега в проливе Дм. Лаптева Восточно-Сибирского моря отступают со средней скоростью 4,2-4,3 м/год, т. е. в 3,5 раза быстрее техасских берегов.
Измерения скорости отступания арктических берегов, сложенных малольдистыми рыхлыми породами с низким содержанием пылеватых и глинистых частиц, не зафиксировали аномально больших величин. Например, западные берега острова Арга-Муора-Сисэ, ограничивающего современную дельту р. Лены с запада и сложенного песками, отступают со скоростью от 0,5 до 0,9 м/год (в 3-5 раз медленнее техасских берегов). Эти берега отделены от моря цепочкой барьерных островов так же, как и техасские берега. Они разрушаются морем только во время штормовых нагонов, когда барьерные острова затопляются морем.
Песчаные же барьерные острова удивительно стабильны. Полевые измерения их положения и сравнение его с топографическими картами не зафиксировали существенных изменений за последние 30 лет ХХ в.
Ёще более интересные данные можно обнаружить на космических снимках в программе GOOGLE Earth (2017). На них показано, что перемещение нескольких барьерных островов рассматриваемой системы в сторону моря составляет порядка 400 м. Это очевидная ошибка, поскольку на тех же снимках показаны близкие по величине перемещения в сторону моря бровки уступов разрушающихся коренных берегов острова Арга в лагуне, что невозможно и не соответствует действительности. Эта ошибка ещё раз напоминает о том, что использовать систему GPS в геодезических измерениях следует с осторожностью.
Эрозия подводного берегового склона внутри-водным льдом и образование мутного льда
Обычное влияние пылеватости рыхлых пород, слагающих берега, на динамику берегов усиливается в арктических условиях развитием криогенных процессов формирования внутриводного льда, которые не наблюдаются в незамерзающих морях. Льдообразование на море начинается, когда температура воздуха опускается ниже температуры начала замерзания морской воды (-1,9 °С при солёности воды 35 °%о). Если это понижение температуры происходит в отсутствие волнения, на поверхности воды возникает сплошной ровный слой льда, толщина которого в течение зимы постепенно увеличивается. Если похолодание сопровождается штормом, возникновение начального тонкого слоя льда на поверхности моря становится невозможным. В таких условиях температура воды опускается ниже температуры начала замерзания. Этот процесс называется переохлаждением воды. Переохлаждение быстро распространяется в глубину вследствие турбулентного перемешивания воды. При этом во всём слое турбулентного перемешивания образуется внутриводный лёд. Различают два вида этого льда - шугу и донный лёд.
Шуга образуется в виде множества отдельных очень мелких кристаллов льда. Эти кристаллы перемещаются в турбулентном потоке воды по очень сложным траекториям, но в конечном итоге поднимаются на поверхность моря, поскольку их плотность меньше плотности воды. На поверхности они скапливаются сначала в виде отдельных узких полос, вытянутых по направлению ветра, а при достаточной продолжительности шторма образуют сплошной рыхлый слой.
Образование шуги в штормовых условиях представляет собой очень мощный процесс льдообразования. По расчётам некоторых исследователей за сутки штормовой погоды на водную поверхность может подняться количество шуги, необходимое для образования сплошного ледяного покрова толщиной 2 м.
Всплывающие кристаллы шуги в процессе своего движения в турбулентной массе воды сталкиваются с частицами взвешенных наносов. При столкновениях они не только мешают движению частиц наносов вниз, но и поднимают их на поверхность моря, где эти частицы попадают в скопления шуги и остаются в них.
После окончания шторма и прекращения волнения скопления шуги на поверхности моря, содержащие минеральные частицы, быстро замерзают, образуя так называемый мутный лёд, который включается в сплошной ледяной покров моря (рис. 7). Переохлаждение воды подо льдом прекращается. Соответственно прекращается образование шуги, а не всплывшие на поверхность моря взвешенные наносы опускаются на дно.
Таким образом, шуга во время предледоставных штормов при отрицательной температуре воздуха повышает концентрацию взвешенных наносов в слое турбулентного перемешивания воды и осуществляет вертикальный транспорт этих наносов, доставляя часть из них в мутный лёд. Кроме того, очевидно, что повышение концентрации взвешенных наносов увеличивает интенсивность их горизонтального транспорта ветровыми течениями воды.
Донный лёд образуется на дне одновременно с шугой в виде отдельных рыхлых скоплений мелких ледяных кристаллов (рис. 8). Нижняя часть этих скоплений постепенно уплотняется и смерзается с дном.
После окончания шторма переохлаждение воды прекращается. Скопления донного льда подтаивают снизу под воздействием внутриземного потока тепла. Вследствие этого часть из них отрывается от дна и всплывает на поверхность моря вместе с некоторым количеством наносов, примёрзших снизу и осевших в массу льда сверху во время шторма.
Таким образом, донный лёд, так же как и шуга, но в гораздо меньшей мере, участвует в горизонтальном и вертикальном транспорте наносов в береговой зоне арктических морей.
Роль внутриводного льда в разрушении берегов
Очевидно, что оба вида внутриводного льда являются криогенными агентами эрозии подводного берегового склона арктических морей и таким образом играют некоторую роль в разрушении арктических берегов. Но современная изученность комплекса процессов, развивающихся с участием внутриводного льда, недостаточна для получения даже самых приблизительных количественных оценок этой роли.
Больше всего фактических данных накоплено при изучении мутного льда. Оценка вклада этого вида льда в разрушение берегов затруднена несколькими факторами и, прежде всего, большой неравномерностью распределения количества вмёрзших в лёд наносов по площади. Зимой 1998/1999 гг. в море Бофорта на Аляске сложились необычно благоприятные условия для формирования мутного льда. В связи с этим был выполнен большой объём разнообразных натурных измерений, по результатам которых было вычислено, что для создания мутного льда осенью 1998 г. со дна подводного берегового склона был снят и доставлен на поверхность воды слой наносов толщиной примерно 6,5 мм, что соответствует отступанию берега на 1,6 м. Эти данные в первом приближении можно рассматривать как количественную оценку максимальных возможностей мутного льда по
Рис. 7. Блок припайного льда, в котором виден слой мутного льда. Отобран в районе залива Прудхоу (море Бофорта, Аляска)
Рис. 8. Подушка донного льда на глубине 4 м в 130 м от берега о. Рейндиер (море Бофорта, Аляска)
аккумуляции взвешенных наносов в арктических условиях. Но аккумуляция наносов мутным льдом не означает, что весь аккумулированный материал был вынесен дрейфующим льдом за пределы подводного берегового склона и берег действительно отступил на 1,6 м. Судьба новообразовавшегося мутного льда может складываться по-разному. Повторяющиеся предледоставные штормы легко взламывают молодой мутный лёд. Ветры и течения могут перемещать взломанный лёд на несколько десятков километров за одни сутки в разных направлениях, в том числе и в сторону берега.
Для получения общего представление о возможностях переноса взвешенных наносов водными потоками можно использовать результаты исследований твёрдого стока реки Аму-Дарья. Эта река после выхода из гор течёт по равнине, сложенной очень мелкозернистыми рыхлыми горнами породами. Скорость её течения - от 1,6 м/с в межень до 4 м/с во время половодья. Воды этой реки занимают одно из первых мест в мире по мутности:
от 3,3 до 3,6 кг/м3. Насколько мутность может увеличиться вследствие образования внутриводного льда, определить в настоящее время невозможно. Простые вычисления показывают, что расход взвешенных наносов через живое сечение потока площадью 1 м2 при скорости течения 1 м/с и мутности воды 3,6 кг/м3 составит 3,6 кг/с (13 т/час или 311 т/сутки). Много это или мало?
При вдольбереговом направлении ветра в береговой зоне возникает вдольбереговое течение и соответственно вдольбереговой перенос влекомых и взвешенных наносов. Но этот перенос не обязательно приводит к возникновению дефицита наносов и тем более к поперечному выносу наносов из береговой зоны на каждом конкретном участке берега. А вот поперечные к береговой линии ветры, как с берега, так и с моря (береговые и морские бризы), могут быть причиной выноса взвешенных наносов за пределы береговой зоны.
Морской бриз гонит поверхностный чистый слой воды к берегу, создавая ветровой нагон (повышение уровня воды в береговой зоне по сравнению с уровнем в открытом море). Таким образом, возникает разность гидравлических напоров воды, которая гонит придонный слой воды от берега в открытое море. Это придонное течение может выносить взвешенные и влекомые наносы из береговой зоны. Береговой бриз создаёт обратную гидродинамическую систему. Поверхностное сгонное течение воды, содержащей взвешенные наносы, выносит их в открытое море, а компенсирующее придонное течение доставляет чистую воду в береговую зону.
Рассмотрим в первом приближении возможности поперечного выноса взвешенных наносов из береговой зоны во время ветрового нагона при следующих условиях: граничная глубина воды 20 м, скорость ветрового течения 1 м/с, концентрация взвешенных наносов в воде 3,6 кг/м3, плотность отложений, слагающих береговую зону, равен 1750 кг/м3.
Предположим, что на морской границе береговой зоны верхняя половина водной массы (10 м) движется в сторону берега, а нижняя половина (10 м) - в сторону моря. Вычислим расход взвешенных наносов, выносимых за пределы береговой зоны с 1 метра её длины.
3,6 кг/м3 х 1 м/с х 10 м х 3600 х 24 = 3110,4 т/сутки = =1780 м3/сутки.
На основе схемы отступания берега с постоянной скоростью, представленной на рис. 9, и полученной величины расхода взвешенных наносов вычисляем величину отступания Я за 1 сутки для берега высотой 10 м.
Я = 1780 м3/сутки / (Нбу + Нмм) = 1780 / (10 + 20) = ~ 59 м/сутки.
Очевидно, что 59 м/сутки - величина нереальная. Даже на реке Аму-Дарья во время половодья при скоростях течения до 4 м/с суточные перемещения берегов на порядок меньше. Преобладающие скорости отступания льдистых берегов арктических морей, как уже отмечалось выше, от 2 до 6 м/год. По-видимому, рекордные величины мутности вод р. Аму-Дарья недостижимы в гидродинамических и геологических условиях береговой зоны арктических морей. Но результаты представленных расчётов показывают, что возможности
транспорта взвешенных наносов за пределы береговой зоны арктических морей предледоставными штормами весьма существенны и, по крайней мере, заслуживают внимания исследователей.
"1 * Г
Рис. 9. Упрощённая схема поперечного сечения объёма размыва береговой зоны мелководного моря при незатухающем отступании берега.
R - величина отступания; Нбу - высота берегового уступа, Нмм - глубина мелководного моря;
УМ. - уровень моря
Подводя итоги обсуждения причин аномально больших скоростей отступания берегов арктических морей по сравнению с берегами более низких широт, прежде всего, следует подчеркнуть, что эта аномалия наблюдается только на берегах, сложенных рыхлыми мелкозернистыми горными породами с большим содержанием частиц неволнового поля. Скорости отступания арктических берегов, сложенных песками и более крупнозернистыми отложениями, меньше, чем у их аналогов за пределами Арктики.
Влияние содержания частиц неволнового поля на динамику берегов объясняется принципиальным различием гидравлических механизмов удаления из береговой зоны продуктов её разрушения разной крупности. Частицы волнового поля перемещаются в основном в качестве влекомых наносов, а частицы неволнового поля - в качестве взвешенных наносов. Если берег сложен только частицами волнового поля, то во время шторма для разрушения берега используются возможности водных потоков только по перемещению влекомых частиц. Возможности потоков по перемещению взвешенных частиц не используются. При большом содержании частиц неволнового поля в дополнение к механизму перемещения влекомых частиц задействуется механизм перемещения взвешенных частиц. Очевидно, что под воздействием одного и того же шторма берег с большим содержанием частиц неволнового поля будет отступать быстрее, чем берег, сложенный только частицами волнового поля. Этот вид влияния наносов неволнового поля на динамику берегов проявляется одинаково как в Арктике (в летнее время), так и в незамерзающих морях (круглый год). Но в Арктике, кроме того, в осеннее время наблюдается второй вид влияния криогенного происхождения, обусловленный формированием внутриводного льда.
При оценке этого влияния следует учитывать, что оно развивается локально и нерегулярно. Локальность проявляется в виде двух взаимосвязанных факторов. Один из них уже неоднократно отмечался выше. Это большое содержание частиц неволнового поля в породах, слагающих береговую зону. Другой фактор - это отмелость, присущая таким береговым зонам. Дело в том, что отмелые берега характеризуются большими ветровыми нагонами. Например, у западного берега острова Арга-Муора-Сисэ в море Лаптевых верхняя линия плавника зафиксирована на 3,8 м выше уровня моря. Нагоны создают поперечные по отношению к береговой линии потоки водных масс, которые могут выносить взвешенные частицы за пределы береговой зоны в открытое море.
Нерегулярность влияния внутриводного льда обусловлена тем, что метеорологические условия, необходимые для образования внутриводного льда, наблюдаются не каждый год. Например, море Бофорта у берегов Аляски по статистике замерзает один раз в 2 года в отсутствие существенного волнения. При этом вода не переохлаждается, и внутриводный лёд не образуется.
Заключение
Содержание статьи, в целом, отражает мои научные взгляды, которые формировались в течение более 50 лет активной работы по исследованию физического взаимодействия водоёмов и водотоков разных видов с вечной мерзлотой. Исследования такого рода невозможно проводить в одиночку. Они были инициированы руководителем теплофизического направления исследований в Институте мерзлотоведения СО РАН д.т.н.
Н. С. Ивановым и первопроходцем в исследованиях динамики мёрзлых берегов к.г.н. Н. Ф. Григорьевым. На протяжении 26 лет моей работы в Институте мерзлотоведения СО РАН исследования берегов неизменно поддерживались директором института академиком П. И. Мельниковым. Всё, что удалось сделать за четверть века, является результатом дружной работы коллектива лаборатории теплофизики криогенных явлений этого института.
После выхода на пенсию в 1983 г. я продолжал исследования динамики арктических берегов, участвуя в планировании, организации и осуществлении нескольких международных проектов. Международное сотрудничество оказалось весьма плодотворным. Особенно большой вклад в осуществление исследований динамики арктических берегов внесли д-р Х. Хуббертен (Потсдамское отделение Института им. Альфреда Вегене-ра), д-р Х. Кассенс (Исследовательский центр ГЕОМАР Кильского университета) и д.г.н. М. Н. Григорьев (Институт мерзлотоведения СО РАН).
Для читателей, которые заинтересуются подробным обоснованием положений, изложенных в данной статье, рекомендую свои монографии:
Термоабразия морских берегов. - М. : Наука, 1980. -159 с.;
Основы прогноза термоабразии берегов. - Новосибирск : Наука. Сибирское отделение, 1985. - 172 с.;
Разрушение берегов арктических приморских низменностей. - Новосибирск : Гео, 2012. - 292 с.
В этих монографиях имеются ссылки на несколько сотен публикаций отечественных и зарубежных исследователей динамики морских берегов.
1*
тът %№№С
И. В. Климовекий
Климовский, И. В. Издалека долго... / И. В. Климовский ; отв. ред. В. В. Шепелёв ; ФГБУН Ин-т мерзлотоведения им. П. И. Мельникова СО РАН. - Якутск : Изд-во ФГБУН Ин-т мерзлотоведения им. П. И. Мельникова СО РАН, 2019. - 362 с.
Один из старейших представителей сибирской геокриологической научной школы, заслуженный ветеран СО РАН, заслуженный работник народного хозяйства Республики Саха (Якутия), кандидат географических наук И. В. Климовский рассказывает в данной книге о себе и основных этапах своей творческой жизни. Хронологическое повествование он сопровождает лирическими отступлениями, когда говорит о красоте северной природы, романтике экспедиционных будней и доброте человеческих отношений.
Книга предназначена для широкой читательской аудитории и, прежде всего, для людей, профессионально занимающихся изучением вечной мерзлоты, а также для молодёжи, вступающей на трудный путь научного поиска.
ЯКУТСК 2019
