Исследование криогенных процессов и явлений на побережье и шельфе арктических морей представляет не только теоретический интерес, но и имеет большое практическое значение, особенно в связи с освоением природных ресурсов и разработкой полезных ископаемых в прибрежной зоне и на акватории.

В береговой зоне арктических морей в зависимости от направления и скорости потока волновой энергии происходит размыв, перемещение, накопление осадков. Абразия берега и подводного берегового склона приводят к разрушению верхнего горизонта континентальных многолетнемерзлых пород и переходу их из субаэрального в субаквальное положение с дальнейшей деградацией. Процесс разрушения резко усиливается в случае, когда берега сложены рыхлыми высокольдистыми породами. Накопление или аккумуляция осадков на подводном береговом склоне до такого уровня, при котором они начинают смерзаться с морским льдом, приводит к их промерзанию, формированию «перелетков» и новообразованию мерзлых толщ. Однако в том случае, когда поровые воды таких осадков насыщаются морскими солями и представляют собой концентрированный раствор, температура замерзания которого ниже температуры окружающей среды, то промерзания не происходит, и осадки будут представлять собой охлажденные ниже 0°С криогенные породы. Промерзшие осадки приобретают сначала пластичномерзлый и только в конце промерзания твердомерзлый характер. Распределение температур в аккумулятивных осадках прямо противоположно тому, которое наблюдается на термоабразионных участках, т.е. температура их с превышением аккумулятивной формы над уровнем смерзания припайного льда с дном понижается, содержание льда в них увеличивается и формируются разнообразные криотекстуры с постепенно растущей толщиной шлиров льда.

Основные факторы динамики береговой зоны подразделяются на активные и пассивные [Попов, 1977]. К активным, обладающим кинетической энергией, относятся ветровые волны, волны зыби, приливные, сгонно-нагонные и постоянные течения. Динамику береговой зоны обусловливают величины и направления волновых энергетических характеристик. Наиболее существенными из них являются нормальная и вдольбереговая составляющие потока волновой энергии.

Нормальная составляющая представляет собой поток энергии, направленный по нормали к береговой линии и обусловливающий поперечное волновое перемещение наносов. Она характеризует поперечный волновой абразионный эффект или поступление наносов с подводного склона к берегу.

Вдольбереговые составляющие потока волновой энергии характеризуют продольный абразионный эффект волнения или продольное перемещение наносов. Они образуют зоны конвергенции, т.е. участки, на которых встречаются потоки наносов, и дивергенции, т.е. участки, от которых потоки наносов расходятся в противоположные стороны.

Таким образом, на участках конвергенции, обычно приуроченных к заливам и вогнутостям берега, происходит аккумуляция наносов, на участках же дивергенции и усиления потоков волновой энергии, приуроченных обычно к выступающим в море мысам происходит размыв берега и подводного берегового склона.

Следовательно, на участках конвергенции, где происходит аккумуляция наносов, при контакте припайного льда с дном могут формироваться новообразования мерзлоты. На участках дивергенции вскрываются реликтовые многолетнемерзлые породы, сцементированные льдом. В береговой зоне моря участки конвергенции и дивергенции чередуются друг с другом. Например, у западного побережья п-ова Ямал мелководные заливы Шарапов Шар, Вэбаркапаха и Мутный с новообразованной криолитозоной соседствуют с залегающими на подводном береговом склоне реликтовыми льдистыми породами в районе м. Харасавэй и выступом Марресаля. То же самое наблюдается и в других арктических морях.

К пассивным или фоновым факторам, не обладающим кинетической энергией, а отсюда и способностью к непосредственному формированию берегов, относятся климатические и связанные с ними ледовые и криогенные факторы, строение и состав пород, слагающих берег и подводный береговой склон, рельеф и крутизна береговых откосов и т.д.

Почти постоянное даже в летнее время присутствие льдов ослабляет воздействие волн и штормовых нагонов на берега. В многолетнем ходе ледовитость арктических морей изменяется в значительном диапазоне. В годы с крайне суровыми ледовыми условиями процессы термоабразии и термоденудации практически не развиваются. При благоприятных условиях, когда ледовая кромка удаляется в море на максимально возможное расстояние, активизируются процессы гидро- и литодинамики.

Представление о среднемноголетней продолжительности безледного периода на различных участках арктических морей дают коэффициенты безледного времени, представляющие собой отношение суммарного среднемноголетнего периода открытой воды к календарному числу дней в году, выраженные в процентах [Совершаев,1992]. Наиболее короткий среднемноголетний период безледного времени (около 10%) наблюдается в восточной части Восточно-Сибирского и в западной части Чукотского морей, на акватории которых формируются устойчивые ледовые массивы. Примерно такие же условия отмечаются в проливе Б. Вилькицкого.

Морские льды оказывают на прибрежно-шельфовую зону динамическое, термическое и химическое воздействия. При торошении и стамухообразовании льды перемещают донный и пляжевый обломочный материал к берегу, формируя валы, углубления, борозды. О масштабах донной переработки грунта можно судить по материалам исследований в море Бофорта, согласно которым льды ежегодно перерабатывают около 2% площади дна, при этом максимальные глубины ледовой экзарации достигают 1.4-1.6 м [Barnes, et al., 1984]. На дне Байдарацкой губы до глубин 15-18 м зарегистрировано 295 борозд глубиной от 0.4 до 2.2 м, самые глубокие борозды сформированы, по-видимому, обломками айсбергов, которые согласно данным наблюдений отмечались у берегов ГМС Амдерма в 1932 г. По данным наших натурных исследований в прибрежной полосе и на пляжах глубина экзарационных форм не превышала 1.0 м.

С пляжей и осушек морские льды выносят сортированный обломочный материал, создавая тем самым дефицит песчаного материала. По данным полевых исследований с берега Чукотского моря в полосе 200 м среднее количество наносов, выносимых льдами, составляет 546 кг с одного пог. м длины берега [Шуйский, 1986].

Термическое воздействие морских льдов проявляется в прибрежной мелководной зоне, вершинах заливов, на отмелях и банках, где лед длительное время контактирует с дном. На этих участках аккумуляции наносов формируется сезонно-мерзлый слой грунта. Эти явления у берегов арктических морей имеют широкое распространение. Они исследовались Н.Ф. Григорьевым на мелководьях морей Карского и Лаптевых.

Химическое воздействие льдов на дно проявляется в мелководных акваториях и лагунах, которые к концу зимы при максимальной мощности припая и прибрежных ледовых гряд почти полностью изолируются от моря, формируя на локальных участках свой температурный режим и солевой состав воды. Так, исследованиями в районе островов Шараповы Кошки было установлено, что в межваловой ложбине под припаем залегали сильно минерализованные воды, сохраняющие в интервале глубин 0.2-0.5 м температуру -4.5°С.

Мерзлые породы, слагающие берега арктических морей, имеют отрицательные среднегодовые температуры на подошве слоя годовых колебаний, изменяющиеся от          -0.5°С на севере европейской территории России (68°40' с.ш. - западный берег п-ова Канин) до -19.8°С на севере Канадского Арктического Архипелага (78° с.ш.) в море Баффина на о-ве Элсмир с еще более низкими среднезимними температурами.

Мерзлые породы в береговых обрывах характеризуются льдистостью, достигающей 70-90% [Втюрин,1975, Жигарев, 1975], которая обусловливает высокую прочность, измеряемую, например, для песка при влажности 20% и температуре -10° -12°С в условиях одноосного сжатия 17.4 МПа, быстрого сдвига - 2.55 МПа, мгновенного разрыва - 1.6 МПа [Цытович, 1973, Пекарская, 1963]. При положительных температурах воздуха в мерзлых породах увеличивается количество воды в результате частичных фазовых превращений, соответствующих данной температуре. При нагревании понижается и прочность отложений. Например, сопротивление сдвигу мерзлого песка при температуре -2°С и той же самой влажности понижается до 1.6 МПа [Пекарская, 1963], т.е. почти в 1.5 раза. Но, естественно, наиболее резко снижается прочность отложений при протаивании.

Термоденудация рассматривается в широком или узком смысловом понятии. В первом случае она включает такие криогенные процессы как термоабразию, термоэрозию, термокарст, солифлюкцию. Во втором - нами понимается комплекс гравитационных и эрозионных процессов (обваливание, скольжение, течение, размыв и смыв), совместно и одновременно развивающихся на склонах и откосах при протаивании высокольдистой толщи многолетнемерзлых пород [Жигарев, 1975]. Термоденудация вызывает выполаживание (понижение поверхности) склона. При термоабразии, которая сопровождается подрезкой склонов, по всему периметру нарушенных участков образуется уступ, отступающий вверх по склону и разрушающийся в ходе своего развития. На поверхности едомы при отсутствии уступа вскрывается решетка полигонально-жильного льда. Частичное вытаивание этого льда приводит к образованию байджарахов.

Под собственно термоабразией нами понимается процесс разрушения подводного берегового склона и надводного берегового откоса, заключающегося в выработке волноприбойной ниши в основании берега, обрушении или скольжении блоков грунта к подножию и их разрушении под тепловым и механическим воздействием морской воды, полном их размыве и перемещении наносов волновыми потоками и течениями. В том случае, если льдистость пород незначительна или вынос материала у подножия уступа сокращается, термоденудация затухает и образуется пологий склон.

Под береговым термокарстом понимается разрушение бровки берега с формированием циркообразного углубления в клифе и субвертикальной стенки мерзлых пород часто с залежеобразующими льдами в ее основании и стоком насыщенного водой материала по береговому уступу, что особенно характерно для аласной поверхности побережья, а также для берегов, сложенных отложениями с пластовыми льдами.

Термоэрозия расчленяет береговые уступы системой оврагов. Разрушенный материал накапливается на пляже в виде конусов выноса и затем выносится волнами и течениями. При штормовых нагонах основание уступа подрезается, в результате чего образуются висячие овраги.

Изучением отступания береговых уступов в процессе термоабразии занимались многие исследователи, начиная с П.Ф. Анжу, когда он в 1823 г. провел измерительные работы на о-вах Васильевском и Семеновском. Все данные по состоянию на 1978 г. приведены в работе Ф.Э. Арэ [1980], на основании которых получены следующие средние скорости термоабразии, м/год: по Карскому морю - 2.4, по морю Лаптевых - 4.7 (в западной части - 4, в южной - 6, в юго-восточной - 2, на островах - 6.8), по Восточно-Сибирскому - 5.2 ( в западной части - 5, в южной - 6.8), по морю Бофорта - 6.2. Если не учитывать сильно ледовитые годы, когда берега полностью блокируются морским льдом и термоабразия затухает, то средние скорости будут еще выше.

При высокой льдистости пород профиль динамического равновесия здесь формируется значительно медленнее, так как берега разрушаются и отступают с высокой скоростью, поставляя большое количество рыхлого материала. По нашим исследованиям [Совершаев, 1996] за последние 5 тыс. лет береговая линия на западе п-ова Ямал сместилась в сторону суши на расстояние 15-20 км и продолжает смещаться в современных условиях со средней скоростью до 2-3 м/год.

В арктических морях широко распространены аккумулятивные берега (лагунные, с ветровой осушкой, с примкнувшими аккумулятивными террасами, дельтовые) и крупные аккумулятивные формы. Лагунные типы берегов преобладают в восточной части Восточно-Сибирского моря и почти вдоль всего северного побережья Чукотского полуострова. Существует ошибочное мнение о том, что на северной Чукотке 80% общего протяжения берегов открытого моря занято термоабразионными берегами [Арэ, 1980]. В действительности полоса суши от м. Лялера (Восточно-Сибирское море) до м. Сердце-Камень (Чукотское море) и районы лагун Инчоун и Уэлен представляют собой типичный лагунный берег, отчлененный от моря галечными и песчано-галечными надводными барами, прорезанными в отдельных местах узкими протоками, которые соединяют лагуны с морем.

В море Лаптевых и в западной части Чукотского моря распространены берега с ветровой осушкой. У берегов Западного Ямала (Карское море) и южных берегов о-ва Новая Сибирь (Восточно-Сибирское море) находятся протяженные системы подводных валов, число которых может достигать 4-5.

Дельтовые берега распространены во всех арктических морях. Встречаются также ваттовые берега или берега с приливной осушкой (моря Баренцево, Карское, Лаптевых), где аккумуляция осадков происходит под влиянием приливов. В восточном секторе Русской Арктики широко распространены берега с ветровыми осушками, которые достигают большой ширины. Некоторые авторы [Попов, Совершаев,1979] подразделяют ветровые осушки по генетическому признаку на аккумулятивные и коренные, а по характеру и направленности проявления - на регулярные, сгонные и нагонные. Регулярные осушки распространены в полосе с абсолютными отметками ±0.5 м, сгонные - в полосе глубин от -0.5 до -1.7 м, нагонные - в полосе от 0.5 до 2.5 м. В результате малых уклонов дна упомянутых морей ширина полосы сгона, считая в ту или иную сторону от нулевого уровня моря, колеблется от 0.8 до 7 км, а полосы нагона - от 1.2 до 16 км.

В большинстве случаев многолетнемерзлые породы, слагающие лагунные, ваттовые берега и берега с ветровой осушкой, являются слоистыми. У западного берега п-ова Ямал в районе м. Бурунный на расстоянии 10-15 м от уреза скважиной глубиной 19 м было вскрыто пять мерзлых сцементированных льдом и пять немерзлых слоев, насыщенных высококонцентрированными растворами [Григорьев, 1987]. Толщина мерзлых слоев по этой скважине колеблется от 1 до 4 м, а немерзлых от 0.3 до 2.5 м. С удалением от уреза воды в сторону суши количество немерзлых слоев уменьшается, а толщина мерзлых соответственно увеличивается.

Подводные отложения, формирующиеся и промерзающие в субаквальных условиях, не отличаются особым разнообразием криогенных структур. В них не образуются залежеобразные льды. В то же время морские отложения, находящиеся в субаэральных условиях, характеризуются широким набором криотекстур и залежеобразными подземными льдами.

Таким образом, динамика береговой зоны арктических морей отличается значительной спецификой, обусловленной зональными условиями. Отличительными особенностями развивающихся здесь процессов являются льдистые мерзлые породы, слагающие прибрежную сушу, а также морские льды, особенно припайные. В результате термоабразионные процессы и отступание береговой линии развиваются с повышенной скоростью, в прибрежную акваторию поставляется большое количество рыхлого материала, что в условиях угнетенной гидродинамики замедляет формирование профиля динамического равновесия, обусловливает мелководность шельфа и активность аккумулятивных процессов, образование сложной гаммы охлажденных ниже 0°С пород, однолетков и многолетнемерзлых отложений с минерализированной поровой влагой.

ЛИТЕРАТУРА

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

2. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР. М.: Наука, 1975. 215 с.

3. Григорьев Н.Ф. Криолитозона прибрежной части Западного Ямала. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1987. 112 с.

4. Жигарев Л.А. Термоденудационные процессы и деформационное поведение протаивающих грунтов. М.: Наука, 1975. 110 с.

5. Пекарская Н.К. Прочность мерзлых грунтов при сдвиге и ее зависимость от температуры. М.: АН СССР, 1963. 108 с.

6. Попов Б.А. Соотношение динамики берегов арктических и южных морей СССР // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977. С. 171-179.

7. Попов Б.А., Совершаев В.А. Ветровые осушки на берегах арктических морей // Исследование прибрежных равнин и шельфа арктических морей. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1979. С. 81-90.

8. Природные условия Байдарацкой губы. Основные результаты исследований для строительства подводного перехода. М.: ГЕОС, 1997. 432 с.

9. Совершаев В.А. Береговая зона арктических морей // Геоэкология севера. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1992. С. 55-60.

10. Совершаев В.А. Задачи изучения морских побережий в криолитозоне в целях рационального хозяйственного освоения // Материалы Первой конференции геокриологов России, кн. I. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1996. С. 494-503.

11. Цытович И.И. Механика мерзлых грунтов. М.: Высшая школа. 1973. 446 с.

12. Шуйский Ю.Д. Проблемы исследования баланса наносов в береговой зоне морей. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 239 с.

13. Barnes P., Rearic D., Reimnitz Е. Ice loading characteristics and processes. The Alaskan Beaufort Sea; ecosystems and environments, Acad. Press, 1984. P. 185-212.

Ссылка на статью:

Соломатин В.И., Жигарев Л.А., Совершаев В.А. Криогенные процессы и явления на побережье и шельфе Арктических морей // Динамика Арктических побережий России. М.: Географический ф-т МГУ, 1998. С. 12-18.