Рассмотрены основные закономерности развития берегов арктических морей Евразии в 21 в., связанные с потеплением климата и повышением уровня моря. Установлено, что наиболее значительные изменения произойдут в особо ледовитых морях Северного Ледовитого океана, где будет существенно уменьшаться площадь ледового покрова и увеличиваться время безледного периода. В наибольшей степени подвергнутся изменениям термоабразионные берега, скорость отступания которых увеличится в 1.5-2.5 раза. Дальнейшее развитие аккумулятивных берегов в арктических морях будет проходить на фоне трансгрессии, причем катастрофических изменений типа размыва береговых аккумулятивных форм в 21 в. ожидать не следует.

ВВЕДЕНИЕ

Создание Генеральной прогнозной схемы развития прибрежной зоны арктических морей Евразии за столетний период является частью исследований по программе Arctic Coastal Dynamics (ACD), International Arctic Sciences Committee (IASC), а также в соответствие с разработкой проектов РФФИ № 03-05064001 и № 05-05-64864. Здесь мы приводим краткое изложение наиболее важных, на наш взгляд, результатов исследований, среди которых приоритетное значение имеет установление закономерностей в изменении динамики и морфологии прибрежной зоны арктических морей. Развития прибрежной зоны в Арктике в ближайшее столетие будет связано с нарастающим потеплением климата и повышением уровня Мирового океана. Главным элементом будущих изменений в прибрежной зоне станет усиление термоабразии берегов и, как следствие, увеличение сноса с суши в море вещества из тундровой зоны Севера Евразии.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДИКА

Для разработки прогнозной схемы морфо-динамической трансформации прибрежной зоны арктических морей в условиях потепления климата были использованы данные по ее современному состоянию, полученные в результате геологических, геоморфологических, инженерно-геологических, криологических исследований многих организаций и научных коллективов, в том числе Институтом мерзлотоведения Сибирского отделения РАН, Институтом океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Институтом криосферы Земли Сибирского отделения РАН, Институтом полярных и морских исследований им. Альфреда Вегенера и др.

Представления авторов об изменениях природных условий в Арктике, связанных с потеплением климата, основаны на данных Всемирной метеорологической организации (WMO), Международного арктического научного комитета (IASC), Арктического и антарктического научно-исследовательского Института (ААНИИ) и др.

Прогноз развития термоабразионных и аккумулятивных берегов в арктических морях в условиях потепления климата и повышения их уровня основан на методе математического моделирования [Леонтьев, 2002; 2004]. Для этой цели на побережьях арктических морей России были выбраны характерные участки с известными параметрами по морфологии, динамике и литологии, слагающих их отложений. Для каждого из них построены базовые профили, которые послужили исходными для моделирования будущих изменений. Среди этих профилей часть характеризует термоабразионные берега, сложенные мерзлой толщей рыхлых отложений, часть - аккумулятивные берега. Для каждого из выбранных для прогноза развития участков берега определены гидродинамические характеристики бассейнов.

Оценка термодинамическоой компоненты баланса наносов в прибрежной зоне основывается на эмпирических данных о термоабразии берегов Восточно-Сибирского моря [Разумов, 2000].

ПРЕДПОСЫЛКИ ПРОГНОЗА, ИСХОДНЫЕ МАТЕРИАЛЫ

Потепление Арктики происходит значительно быстрее по сравнению с остальными климатическими областями Земли. Наиболее интенсивное потепление началось в 70-х гг. прошлого века и в настоящее время продолжает усиливаться, что неизбежно отражается на всех компонентах природной среды, в том числе на процессах динамики и морфологии прибрежной зоны арктических морей. Одновременно с потеплением климата происходит повышение уровня моря, что является еще одним важным фактором будущих изменений в прибрежной зоне.

При среднегодовом потеплении климата на Земле к концу 21 в. на 1-2°С в Арктике может произойти повышение среднегодовой температуры воздуха в приземном слое на 4-8°С. Уже сейчас в высоких широтах наблюдаются устойчивые положительные температурные аномалии, которые достигают 2°С по отношению к периоду 1966-1995 гг.

Одним из наиболее важных факторов изменений в динамике прибрежной зоны в 21 в. несомненно будет сокращение площадей и времени существования сплошного покрова льдов в морях Северного Ледовитого океана и, как следствие, увеличение гидродинамической активности в прибрежной зоне. Материалы исследований последних лет свидетельствуют об уменьшении толщины паковых льдов в Арктическом океане и сокращении ареала распространения. Такие данные получены, в частности, при выполнении Международной научной программы SHEBA, занимающаяся изучением поверхностного теплового баланса в Арктическом океане.

Электронные ледовые карты Института Арктики и Антарктики, полученные с помощью спутниковых фотографий (www.aari.bw.ru), позволяют произвести сравнительный анализ ледовых условий с достаточной степенью надежности, начиная с 1972 г. Он показал, что в восточно-арктических морях за период с 1972 по 2005 г. повторяемость неблагоприятных, средних и благоприятных ледовых обстановок кардинально изменился в пользу первых (табл. 1).

Под благоприятной ледовой обстановкой (рис. 1) мы понимаем такую, при которой море Лаптевых начинает освобождаться ото льда в июле, в сентябре южная граница паковых льдов расположена севернее архипелагов Северная Земля и Новосибирских островов, оставляя довольно широкую полосу чистой воды в районе Чаунской губы Проливы Вилькицкого, Дмитрия Лаптевых, Санникова и Лонга полностью освобождаются от льдов. В Чукотском море полынья к северу от Берингова пролива образуется уже в мае, а в июне вся юго-восточная часть акватории обычно свободна от льда. С июля по октябрь все море, за исключением северной его окраины, характеризуется «чистой водой».

Под средней ледовой обстановкой мы понимаем такую, когда в сентябре южная граница льда проходит от пролива Вилькицкого к западным берегам Новосибирских островов и затем по направлению к Чаунской губе. Проливы Вилькицкого, Дмитрия Лаптевых и Санникова и Лонга, как правило, свободны от льдов.

Под неблагоприятной ледовой обстановкой мы понимаем такую, при которой в сентябре в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском южный край паковых льдов приближается почти вплотную к берегу, проливы Вилькицкого, Дмитрия Лаптевых и Санникова и Лонга забиты льдом, а в Чукотском море свободна ото льда только юго-восточная часть акватории.

Как показывают сравнительные данные, изменение ледовой обстановки за последнее десятилетие привело к тому, что благоприятная ледовая обстановка стала обычной, а в первые годы 21 в. другие типы обстановок вообще не наблюдались.

Наиболее существенные изменения в динамике и морфологии прибрежной зоны произойдет в тех арктических морях, где побережье сложено рыхлыми многолетнемерзлыми породами и где берега подвержены интенсивной термоабразии. Изучению этого процесса специалисты уже давно уделяют большое внимание [Арэ, 1980; 1985; Воскресенский и Совершаев, 1998; Жигарев, 1998]. Ежегодный мониторинг динамики термоабразионных берегов проводится уже на протяжении многих лет Институтом мерзлотоведения Сибирского отделения РАН, Институтом криосферы Сибирского отделения РАН и в Карском море на побережье Западного Ямала; в море Лаптевых в районе мыса Мамонтов Клык (участок побережья между устьями рек Анабар и Оленёк), на п-ове Широкостан, на о-ве Большой Ляховский; в Восточно-Сибирском море в районе мыса Чукочий и в ряде других мест.

Термоабразия является важным источником рыхлого материала, поступающего в прибрежную зону арктических морей. В некоторых районах она, вместе с термоденудацией и солифлюкцией является единственным поставщиком в море осадочного материала, как, например, в западную часть Карского моря, куда с побережья Западного Ямала, согласно расчетам Воскресенского и Совершаева [1998], ежегодно поступает около 3 млн. т/год продуктов разрушения берегов. Соломатин и др. [1998] и Арэ [1980] приводят средние цифры скорости термоабразии на западном берегу п-ва Ямал в 2.4 м/год. По данным других авторов среднемноголетняя скорость отступания термоабразионных берегов составляет 2-3 м/год, а на отдельных участках (мыс Харасавей) в течение последних 30 лет она достигает 5 м/год [Бирюков и Совершаев, 1985]. Наши данные [Васильев и др., 2001] показывают, что отступание берега характеризуется исключительно высокой пространственной и временной изменчивостью. Максимальное отступание в районе Марре-Сале (рис. 2) за 25 лет (1978-2003) составило около 68 м, минимальное - 13 м, при среднем - 42.2 м. На рис. 3 приведено изменение положения береговой линии во времени на примере района Марре-Сале. Как видно из рисунка, в целом береговая линия смещается параллельно самой себе. Для термоабразии характерна также высокая изменчивость во времени. Наблюдения в Марре-Сале показали, что средняя скорость отступания берега составляет 1.7 м/год, максимальная скорость наблюдалась в 1989-1990 гг. - до 3.3 м/год, минимальная - в 1999 г.- 0.5 м/год.

В море Лаптевых интенсивность процессов термоабразии очень высока. Берега здесь отступают со скоростью, превышающей на ряде участков 20 м/год. Так, берег о-ва Муостах (рис. 4), отступает со скоростью 18 м/год, а на участке между реками Анабар и Оленек, где Институтом мерзлотоведения Сибирского отделения РАН проводятся стационарные наблюдения, со скоростью 10-20 м/год.

Большое содержание льда в рыхлых многолетнемерзлых породах на побережье моря Лаптевых, достигающее 90% по объему, оказывает двоякое влияние - чем больше в породе льда, тем, соответственно, требуется больше тепла на его оттаивание (т.е. происходит замедление процесса термоабразии), но, вместе с тем, с увеличением содержания льда уменьшается твердый остаток и, следовательно, происходит более быстрое его удаление из береговой зоны. Поэтому, вследствие сложения различных сочетаний этих противоположных факторов, термоабразионный процесс развивается неравномерно. Рекордная скорость отступания берегов зафиксирована на о-ве Семеновском в течение двух лет, с 1944 по 1946 г. она составила 55 м/год. Следует отметить, что на протяжении последующих четырех лет этот участок берега отступал всего со скоростью 5 м/год.

Одновременно с термоабразионным отступанием берегов увеличиваются глубины дна на подводном береговом склоне. Базис активной термоабразии примерно соответствует глубине проникновения повторно-жильных льдов в изначально рыхлых отложениях и может достигать 15-30 м от поверхности. Характер ледовитости моря также оказывает влияние на разрушение островов, выраженное, в частности, в том, что юго-западные берега бывших островов Семеновского и Васильевского разрушались в 3-4 раза интенсивнее, чем северные и северо-восточные [Жигарев, 1998].

Поступление в бассейн море Лаптевых осадочного материала происходит, в основном, двумя способами. Во-первых, это твердый сток рек в виде взвеси, во-вторых, это термоабразия берегов, которая происходит здесь со скоростью нескольких метров в год.

Суммарный сток рек в море Лаптевых составляет 767 км³/год, твердый сток равен примерно 28-29 млн. т в год осадочного вещества [Михайлов, 1997].

Второй по важности поставщик осадочного материала в море Лаптевых - термоабразия, исследование которой основано на длительном мониторинге в ключевых районах, анализе спутниковой информации повторной аэросъемки. По нашим данным в море Лаптевых около 2.4 тыс. км берегов сложены породами ледового комплекса, т.е. содержащие крупные ледяные тела. На побережье Якутии мерзлые грунты, образующие ледовый комплекс содержат до 80% льда от общего объема породы. Наши расчеты количества осадочного материала, поступающего в море Лаптевых в результате термоабразии берегов, производились следующим образом. Высота термоабразионных клифов в среднем составляет около 10 м. Скорость их разрушения обычно составляет от 2 до 6 м/год [Арэ, 1980]. Содержание чистого жильного льда в породах оценивается примерно в 50%. Остальные 50% составляют песчано-алевритово-глинистый материал. Берега с ледовым комплексом имеют протяженность около 2.4 тыс. км. Количество поступающего ежегодно в море Лаптевых осадочного материала при плотности 1.48 г/см³ для осадков безо льда, составляет 44 млн. т.

Кроме берегов, сложенных ледовым комплексом, в море Лаптевых подвергаются термоабразии и волновой абразии берега, сложенные мерзлой толщей рыхлых пород, содержащих небольшое количество льда (10-30%). Их протяженность составляет около 1.6 тыс. км. В отличие от берегов сложенных ледовым комплексом, эти берега более низкие (около 5 м) и разрушаются под действием термоабразии и термоденудации со средней скоростью около 1 м/год. В среднем в результате разрушения этих берегов в это море ежегодно поступает около 10 млн. т. осадочного материала.

Поступление осадочного материала за счет абразии берегов других типов не столь значительно и по грубым подсчетам составляет около 4 млн. т/год.

Таким образом, общее количество терриген-ного материала, поступающего в море Лаптевых от термоабразии берегов (58 млн. т/год) в 2 раза превышает величину твердого стока рек.

Кроме термоабразионных берегов изменениям, главным образом в связи с повышением уровня моря, будут повергаться аккумулятивные берега [Развитие…, 1997], которые в наибольшей степени распространены на востоке Восточно-Сибирского моря и в Чукотском море, где распространены самые крупные в Арктике лагунные комплексы.

МОДЕЛИ ЭВОЛЮЦИИ БЕРЕГОВ

Для прогноза развития термоабразионных и аккумулятивных берегов была применена методика математического моделирования, впервые опробованная для береговых участков в Восточно-Сибирском море [Павлидис и Леонтьев, 2000], где ожидаемые изменения, связанные с потеплением климата могут быть максимальными для Российской Арктики.

В настоящее время сумма положительных температур воздуха на побережье Восточно-Сибирского моря составляет примерно 200 часов, причем эта сумма приходится на период с середины июня по середину сентября. При повышении среднеглобальной температуры приземного слоя воздуха на 2°С у арктического побережья среднегодовая температура воздуха может увеличиться по сравнению с современной на 6°С [Развитие…, 1997]. Так как летние температуры воздуха при потеплении климата в Арктике изменятся мало, а зимние температуры все равно останутся низкими, следует ожидать, что основной прирост температур воздуха произойдет в переходные времена года - весной и осенью. Поэтому следует ожидать, что по крайней мере в два дополнительных месяца в году в суточном ходе температуры воздуха будет присутствовать положительная составляющая. Это дает нам право предполагать, что годовая сумма положительных температур воздуха у побережья Восточно-Сибирского моря может увеличиться вдвое по сравнению с современными условиями. Этому будет способствовать увеличение суммы годовых положительных температур, что приведет к увеличению степени оттаивания грунта, слагающего береговые обрывы [Мархатанов, 1998].

Так как величина протаивания грунта и, следовательно, оттаивания отложений в береговых обрывах прямо пропорциональна сумме положительных температур воздуха, следует ожидать, что интенсивность термоабразии возрастет также соответственно увеличению суммы положительных температур. В береговой зоне цикл «протаивание-снос» завершается практически мгновенным удалением растаявшего грунта и обнажением поверхности мерзлых грунтов.

В настоящее время сумма положительных температур воздуха на побережье Восточно-Сибирского моря составляет примерно 200 часов, причем эта сумма приходится на период с середины июня по середину сентября. При потеплении климата Арктики летние температуры воздуха, по-видимому, изменятся мало, а зимние температуры все равно останутся низкими. Поэтому следует ожидать, что основной прирост температур воздуха произойдет в переходные времена года - весной и осенью, т.е. очевидно следует ожидать, что по крайней мере в два дополнительных месяца в году в суточном ходе температуры воздуха будет присутствовать положительная составляющая. Это дает нам право предполагать, что годовая сумма положительных температур воздуха у побережья Восточно-Сибирского моря может увеличиться вдвое по сравнению с современными условиями.

Еще одним фактором, который повлияет на увеличение интенсивности термоабразии, является повышение уровня моря. Однако это сравнительно медленное, постепенное повышение уровня при трансгрессии в условиях исключительно отмелого (а <0.001) подводного берегового склона не приведет к значительному увеличению интенсивности процесса термоабразии. Значительно большее тепловое воздействие на береговые уступы, сложенные мерзлыми породами, морская вода окажет в результате усиления ветровых нагонов, амплитуда которых возрастет с увеличением длины разгона волн. Все эти рассуждения позволяют предполагать, что при потеплении климата в Арктике интенсивность термоабразии может возрасти в 2-4 раза и более по сравнению с современной (счет увеличения суммы положительных температур воздуха и за счет увеличения срока в течение года, когда термоабразия возможна).

Термоабразия такой процесс, который при почти неизменном уровне моря и определенных климатических условиях, продолжается до бесконечности. Можно вполне резонно предположить, что на берегах арктических морей термоабразия в современном виде продолжается уже, по крайней мере, 6 тыс. лет. Этим термоабразия отличается от обычной абразии, при которой перед береговым уступом (клифом) вырабатывается субгоризонтальная поверхность террасы (бенч) в твердых породах, волны со временем не достигают подножья клифа и абразия затухает. При термоабразии разрушение берегового уступа происходит не столько за счет кинетической энергии волнения, сколько за счет теплового воздействия воды и воздуха на мерзлые рыхлые породы. Грунт при оттаивании сползает к подножью уступа, тут же размывается даже слабыми волнами и его мелкие фракции уходят на шельф. При таком процессе вырабатывается исключительно пологий профиль дна у берега, как это имеет место в западной части Восточно-Сибирского моря. За 6 тыс. лет при скорости термоабразии 2-5 м/год береговая линия на западе Восточно-Сибирского моря сместилась очевидно на 12-30 км. По-видимому, это будет продолжаться и в будущем, только более интенсивно. Мы предполагаем, что при ожидаемых природных изменениях на берегах Восточно-Сибирского моря скорость термоабразии может возрасти до 20-40 м/год. Похожие изменения будут происходить также в море Лаптевых и Карском.

Прогнозируемое увеличение скорости термоабразии приведет к изменениям в морфодинамике подводного берегового склона [Разумов, 2000]. Сравнительный анализ морфодинамических изменений в прибрежной зоне в районе мыса Крестовский, к западу от дельты р. Колыма, показал, что темп отступания термоабразионных берегов испытывает значительные вариации при изменениях климата, продолжительности безледного времени и положении границы дрейфующих льдов. Так во время относительного похолодания в Восточной Арктике с начала 1950-х до второй половины 1970-х гг. скорость термоабразии в районе мыса Крестовского не превышала 1.6-3 м/год. Во время последующего относительного потепления последней четверти 20 в. темп отступания термоабразионных берегов возрос до 4-10 м/год, а в начале 90-х гг. составил даже 13-14 м/год. Поверхность подводного склона на изученном участке имеет вид очень полого наклонной термоабразионной террасы, сложенной с поверхности алевритово-глинистыми отложениями, которые мало отличаются по гранулометрическому составу от мерзлых пород, слагающих береговые обрывы. Эта терраса, шириной 12-16 км, была сформирована во второй половине голоцена, когда уровень моря достиг современного положения. В настоящее время расширение террасы продолжается и в будущем этот процесс должен ускориться. Промеры глубин по профилю против мыса Крестовский показали, что во время похолодания 50-х-70-х гг. 20 в. отложения подводной террасы в полосе глубин от 0 до 5 м размывались со скоростью 0.6-3.3 см/год, а в условиях потепления последней четверти 20 в. средняя скорость размыва дна увеличилась до 5-6 см/год [Разумов, 2000]. Деформация рельефа дна в приурезовой зоне приводит к тому, что профиль подводного склона приобретает все более вогнутую форму, размыв дна у термоабразионных берегов при дальнейшем потеплении климата усилится, профиль у берега будет приобретать все более вогнутую форму [Разумов, 2000].

ПРОГНОЗ

Метод математического моделирования, в общем, подтвердил предположения о возможных природных изменениях в динамике термоабразионных берегов. Мы здесь не будем останавливаться на математическом аппарате, который был применен при моделирования изменения берегового профиля за периоды 50 и 100 лет, так как все это недавно было опубликовано, в том числе в журнале «Океанология» [Леонтьев, 2004].

Результаты моделирования процесса термоабразии на побережье Западного Ямала в Карском море, на берегах моря Лаптевых и Восточно-Сибирского (рис. 5) показали, что за ближайшие 100 лет скорость термоабразии возрастет в 1.5-2.6 раза. В Белом море, однако, скорость термоабразии почти не изменится (табл. 2). Это связано, по-видимому, с тем, что в его прибрежной зоне основную роль в динамике берегов играют приливы.

В ближайшие 100 лет развитие аккумулятивных берегов будет происходить в условиях повышения уровня и увеличения гидродинамической активности в прибрежной зоне. Нами показано [Павлидис и Леонтьев, 2000; Мархатанов, 1998; Леонтьев, 2002; 2004], что береговые аккумулятивные формы Белого, Восточно-Сибирского, Чукотского морей в меняющихся природных условиях 21 в. хотя и претерпят морфологические изменения, однако останутся более или менее стабильными, так как уровень моря за столетний период повысится по одним данным на 0.5 м [Павлидис, 2003], по другим [Развитие…, 1997] на 1.0 м. Однако, если уровень моря повысится на 1.5 м и более, что вполне вероятно в 22 в. [Павлидис, 2003], береговые аккумулятивные формы - бары Чукотского моря могут быть подвергнуты значительным размывам, вплоть до образования промоин между морем и лагунами.

Математическое моделирование морфологических изменений по профилю аккумулятивных берегов было выполнено в Белом, Восточно-Сибирском и Чукотском морях на участках, обследованных нами ранее.

В Белом море метод расчета был применен для участка в районе устья р. Варзуги у пос. Кузомень, расположенного на широкой аккумулятивной морской террасе, сложенной мелкозернистым песком. В настоящее время берег здесь стабилен. При прогнозировании будущей эволюции предполагалось, что ожидаемый подъем уровня моря приведет в основном к изменению фона глубин, на котором проявляются штормовые воздействия. Результаты моделирования показаны на рис. 6. Изменения по береговому профилю здесь будут незначительными. Они приведет, в основном, к небольшому увеличению крутизны профиля, причем на протяжении первых 50 лет положение уреза почти не изменяется и лишь в последующую половину столетия он сместится в сторону суши примерно на 20-25 м.

В Восточно-Сибирском море объектом прогнозного математического моделирования послужил аккумулятивный участок двойного бара мыса Биллингса. Он характеризуется пологим подводным склоном. Десятиметровая изобата проходит здесь в 6-7 км от берега, подводный склон до этой глубины покрыт мелкозернистым песком. Надводная часть пляжа сложена среднезернистым песком. Высота берегового вала здесь составляет 3.2 м над современным штилевым уровнем.

Характерные штормовые ситуации моделировались для условий, когда скорость ветра со стороны моря составляла 15 м/с (повторяемость таких ветров примерно 3-7% в течение безледного периода). Благодаря мелководности бассейна важную роль в штормовых изменениях уровня здесь играет ветровой нагон. Его высота во многом зависит от длины разгона волн. При современной ширине летней полыньи, в среднем, около 15 км высота нагона, по расчетным оценкам, должна быть около 0.25 м (для принятой скорости ветра 15 м/с), а при возможном многократном расширении полосы, свободной от льда, нагон может превысить отметку 1.0 м.

Моделировались три варианта изменений ледовых условий в течение ближайших 100 лет. Первый из них предполагает сохранение современного режима, при котором характерное значение ширины полосы чистой воды у берега в летний период может быть принято равным 15 км. При глубинах 10-15 м в пределах этой полосы расчетная высота волн составляет 0.5 м. Воздействие таких небольших крутых волн ограничивается приурезовой областью (от глубин 2-3 м до максимального уровня волнового заплеска). Поскольку длина разгона волн остается неизменной, то высота ветрового нагона на каждом временном шаге считается постоянной (0.25 м).

Второй вариант предусматривает возможность отодвигания кромки льдов в среднем на расстояние около 100 км от берега к концу столетнего периода. В этом случае глубины, на которых начинают генерироваться волны, возрастают до 40 м, и расчетная высота волн в открытом море оказывается равной 2.0 м. Однако, благодаря очень малым уклонам дна, волны при распространении на мелководье должны заметно уменьшаться, и у берега их высота не будет превышать 1.0-1.2 м даже с учетом подъема уровня. В этих условиях высота нагона возрастет до 0.75 м (при ветре 15 м/с). Таким образом, средний штормовой уровень будет выше современного штилевого на 1.75 м.

Наконец, третий вариант предполагает расширение области чистой воды до 400 км через 100 лет, что в современных условиях отвечает положению границы наименьшего распространения плавучих льдов в августе-сентябре [Атлас океанов, 1980]. Расчетная высота волн открытого моря при этом характеризуются величиной 2.8 м. Высота волн у берега по-прежнему ограничена значениями 1.0-1.2 м, а высота ветрового нагона составляет около 1.5 м. Следовательно, средний штормовой уровень (2.5 м) уже будет сравним с высотой берегового вала, а с учетом высоты волнового заплеска при экстремальных штормах окажется возможным перелив морской воды через вал.

Результаты моделирования по третьему варианту представлены на рис. 5. Полученные результаты свидетельствуют о том, что на протяжении ближайших 50 лет эволюция профиля в качественном отношении будет происходить примерно одинаково при всех рассматриваемых вариантах. Главная тенденция будет заключаться в формировании берегового вала в надводной части пляжа, имеющей форму уступа. В последующие 50 лет тенденция развития профиля берегового склона может быть различной в зависимости от варианта изменения ледовой обстановки. При этом играют роль как величина ветрового нагона, предопределяющая границу области волнового воздействия, так и изменяющиеся свойства волнения. При первом и втором вариантах изменения профиля, в общем, будут заключаться в формировании берегового вала, который по мере подъема уровня отодвигается в сторону суши. При третьем варианте ветровой нагон оказывается достаточно большим, в результате чего образование берегового вала сменяется интенсивным его размывом и отложением продуктов размыва на подводном склоне.

Таким образом, эволюция рассматриваемого берегового склона в сильнейшей степени зависит от ледовой обстановки в течение ближайшего столетия. Если заметных ее изменений не произойдет, то волновое воздействие не вызовет существенных деформаций профиля при повышении уровня. При отступлении границы льдов до 100 км от берега подножье берегового вала будет размываться, что приведет к увеличению крутизны морского склона вала. При расширении полосы чистой воды до 400 км возникнут условия, при которых береговой вал будет интенсивно размываться, и берег вскоре лишится естественной защиты от затопления.

Преобразования, которые, вероятно, произойдут на берегу в районе мыса Биллингса при изменениях гидродинамического режима в береговой зоне Восточно-Сибирского моря, связанных с освобождением прибрежной полосы от многолетних льдов и повышением уровня моря, могут быть распространены на весь участок аккумулятивного берега между мысом Шелагский и мысом Шмидта в проливе Лонга. Здесь к востоку от мыса Биллингса протягивается непрерывная полоса берегового бара, отчленяющего от моря акватории мелководных лагун. Есть вероятность, что при развитии ситуации по максимальному сценарию, сплошная «нитка» берегового бара к концу будущего века будет местами разорвана проливами.

В Чукотском море наибольшее распространение имеют лагунные берега. Отделяющие от моря акватории лагун аккумулятивные бары были сформированы в период климатического оптимума голоцена около 6 тыс. лет назад при уровне моря на 1-3 м выше современного. В этот, относительно, теплый период море, по-видимому, было менее ледовитым чем сейчас, следовательно воздействие волн на берег было более интенсивным. Согласно законам динамики береговой зоны при повышении уровня моря береговые аккумулятивные формы относительно стабильны до тех пор, пока уровень моря при очередном пике трансгрессии не достигнет уровня предыдущего пика, при котором они образовались. Это значит, что в ближайшие столетия не следует ожидать катастрофических размывов чукотских баров, на которых стоят многие поселки. Это подтверждается данными математического моделирования на участке протяженного бара, известного под названием «Коса Двух Пилотов» (рис. 6). Прогноз перестройки профиля береговых аккумулятивных форм отвечает сценарию, предполагающему увеличение волновой активности за счет расширения пространства чистой воды при уменьшении ледовитости Чукотского моря, а также повышению уровня моря на 0.5 м за 100 лет. Для расчетов были приняты следующие параметры: разгон волн увеличится за столетие с 20 до 300 км, при этом средняя высота волн при подходе к берегу увеличится с 1 до 3 м, а их период возрастет в два раза. В результате этого произойдет перестройка берегового профиля надводной части бара, главным элементом которой станет формирование берегового вала, защищающего остальную часть пляж от размыва. Подобный вариант развития берега при относительном повышении уровня моря соответствует нашим представлениям о развитии аккумулятивного берега в условиях трансгрессии моря до того момента, когда уровень достигнет максимальных отметок предыдущего пика трансгрессии.

Каждое из арктических морей Евразии имеет свои индивидуальные особенности как в истории своего развития, так и в дальнейшем развитии в условиях меняющейся природной среды.

В Норвежском и Баренцевом морях изменения в береговой зоне и на шельфе будут минимальными. Основные изменения, очевидно, будут связаны с гидрологическими процессами. Поток теплых атлантических вод в бассейн Баренцева моря усилится и среднее положение границы плавучего льда в зимне-весенние месяцы сдвинется на северо-восток, из-за чего освободятся от сезонных льдов воды у всего западного побережья Новой Земли. В зимние месяцы по-видимому, граница плавучих льдов будет проходить от северной оконечности Новой Земли к южной оконечности Щпицбергена. Пролив между Новой Землей и Землей Франца-Иосифа будет значительно большее время в году свободен от льда. Это означает, что поток относительно теплых атлантических вод устремится с большей интенсивностью в Карское море по желобу Седова. Таяние новоземельских ледников приведет к увеличению поступления в море терригенного материала. Во второй половине 20 в. суммарное поступление в Баренцево море ледникового материала с Новой Земли по нашим подсчетам составляло приблизительно 50 млн. т. в год. Мы предполагаем, что эта величина может увеличится до 70-75 млн. т. в год. Материал ледникового сноса будет интенсивно накапливаться у северных берегов Новой Земли. Рельеф дна Баренцева моря имеет преимущественно структурное происхождение и в условиях больших глубин не будет подвержен быстрым изменениям.

В Печорское море усилится приток теплых атлантических вод. Это приведет к сокращению периода времени, в течение которого море бывает покрыто сезонными льдами, что отразится на динамике южных его берегов, которые подвержены слабому тектоническому опусканию. Здесь будет продолжаться абразия и термоабразия берегов с высокой скоростью. Согласно прогнозу Огородова [Огородов, 2001; Огородов и др., 2001] в ближайшее столетие она может увеличиться до 3-4 м в год.

В Карском море прогнозируется увеличение прогрева вод за счет повышения среднегодовой температуры воздуха и более интенсивного проникновения в бассейн атлантических водных масс. К концу 21 в. западная часть Карского моря будет, как минимум, 4 месяца в году (июль - октябрь) свободна от льдов. В конце 20 в. этот срок составлял, в среднем 2.5-3 месяца. Возможно, что это процесс распространится и на восточную часть бассейна и, таким образом, в летне-осенние месяцы вдоль всего материкового побережья Карского моря будут существовать благоприятные условия для мореплавания. Более длительное в течение года существование «чистой» воды будет способствовать усилению волнового воздействия на берега и активизации береговых процессов. Особенно сильно это отразится на динамике термоабразионных и аккумулятивных берегов на западном побережье Ямала.

В море Лаптевых возрастет интенсивность волнового воздействия на берега и дно, как за счет увеличения повторяемости штормов, так и за счет более продолжительного в году срока безледного периода - по нашему прогнозу с двух месяцев до трех. Поэтому суммарное увеличение волнового воздействия на берега в 21 в. может увеличится в море Лаптевых почти в 1.5-2 раза.

Это обстоятельство вызовет усиление термоабразии берегов не менее чем в 1.5-2 раза, что приведет к дополнительному поступлению в море Лаптевых осадочного материала в том числе органических веществ.

В Восточно-Сибирском море в результате потепления климата произойдут, пожалуй, наиболее значительные изменения природных условий. Это, главным образом, будет касаться улучшения ледовой обстановки, увеличения скорости термоабразии берегов, изменения режима осадконакопления в береговой зоне и на шельфе. Более ранний прогноз [Павлидис и Леонтьев, 2000] предусматривал возможность 2-4-кратного увеличения скоростей термоабразии к концу столетнего периода при условии прямой зависимости этой величины от годовой суммы положительных температур и продолжительности безледного периода. Мы же здесь предполагаем, что эта зависимость носит нелинейный характер и скорость термоабразии будет нарастать медленнее.

Дальнейшее развитие аккумулятивных берегов в арктических морях, в частности в Чукотском море, будет проходить на фоне трансгрессии, причем катастрофических изменений типа размыва береговых аккумулятивных форм в 21 в. ожидать не следует.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты № 03-05-64001 и № 05-05-64864).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Арэ Ф.Е. Термоабразия морских берегов. М.: Наука, 1980. 160 с.

2. Арэ Ф.А. Основы прогноза термоабразии берегов Новосибирск: Наука, 1985. 172 с.

3. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. М.: ГУНИО, 1980.

4. Бирюков В.Ю., Совершаев В.А. Рельеф дна юго-западной части Карского моря и история развития его в голоцене // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 89-95.

5. Васильев А.А., Покровский С.И., Шур Ю.Л. Динамика термоабразионных берегов Западного Ямала // Криосфера Земли. 2001. Т. 5. № 1. С. 44-52.

6. Воскресенский К.С., Совершаев В.А. Роль экзогенных процессов в динамике арктических побережий // Динамика арктических побережий России. М.: Изд-во МГУ, 1998. С. 35-48.

7. Динамика Арктических побережий России. М.: Изд-во МГУ, 1998. 284 с.

8. Жигарев Л.А. Особенности динамики береговой криолитозоны арктических морей // Динамика арктических побережий России. М.: Изд-во МГУ, 1998. С. 19-34.

9. Леонтьев И.О. Моделирование эволюции аккумулятивных берегов Баренцева и Карского морей // Геоморфология. 2002. № 1. С. 53-64.

10. Леонтьев И.О. Моделирование эволюции берегов Российской Арктики // Океанология. 2004. Т. 44. № 3. С. 457-468.

11. Леонтьев И.О., Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Береговые террасы, современная морфология и прогноз развития берегов северо-восточной части Белого моря // Океанология. 2004. Т. 44. № 2. С.296-304.

12. Мархатанов В.П. Оценка тепловых условий динамики арктических побережий // Динамика арктических побережий России. М.: Изд-во МГУ, 1998. С. 49-64.

13. Михайлов В.Н. Устья рек России и сопредельных стран: Прошлое, настоящее и будущее. М.: ГЕОС, 1997. 413 с.

14. Огородов С.А. Формирование береговых систем Печорского моря в условиях техногенного прессинга // Седиментационные процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Апатиты: КНЦ РАН, 2001. С. 82-90.

15. Огородов С.А., Каналов А.М., Ермолов А.А. и др. Человечество и береговая зона в XXI веке. М.: ГЕОС, 2001. С. 416-423.

16. Павлидис Ю.А. Возможные изменения уровня моря в третьем тысячелетии // Океанология. 2003. Т. 43. №3. С. 456-461.

17. Павлидис Ю.А., Леонтьев И.О. Прогноз развития береговой зоны Восточно-Сибирского моря при повышении уровня и потеплении климата // Вест. РФФИ. 2000. № 1(19). С. 31-39.

18. Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана / Под ред. Каплина П.А. и Селиванова А.О. М.: Изд-во МГУ, 1997. 304 с.

19. Разумов С.О. Скорость термоабразии морских берегов как функция климатических и морфологических характеристик побережья // Геоморфология. 2000. № 3. С. 88-94.

20. Соломатин В.И., Жигарев Л.А., Совершаев В.А. Криогенные процессы и явления на побережье и шельфе арктических морей // Динамика арктических побережий России. М.: Изд-во МГУ, 1998. С. 102-115.

General Prognostic Scheme of the Coastal Zone Development in Eurasian Arctic Seas in the 21st Century

Yu.A. Pavlidis, I.O. Leont’ev, S.L. Nikiforov, F. Rahold, M.N. Grigoriev, S.R. Razumov, A.A. Vasil’ev

Main regularities of the development of coasts in Eurasian Arctic seas in the 21st century are considered related to global warming and sea level rise. It was found that the mist significant changes will occur in especially icy seas of the Arctic Ocean, in which the square of the ice cover would decrease significantly and the duration of ice free period would increase. Thermal abrasion coasts would be subject to greatest changes. The rate of their recession would increase by a factor of 1.5-2.5. The further development of accumulative coasts in the Arctic seas would occur on the background of transgression, but catastrophic changes like erosion of coastal accumulative forms are not expected in the 21st century.

Ссылка на статью:

Павлидис Ю.А., Леонтьев И.О., Никифоров С.Л., Рахольд Ф., Григорьев М.Н., Разумов С.Р., Васильев А.А. Генеральная прогнозная схема развития прибрежной зоны Арктических морей Евразии в 21 веке // Океанология. 2007. Т. 47. № 1. С. 129-140.