Рассмотрены результаты 21-летних наблюдений за динамикой разрушения морских берегов Западного Ямала. Приводятся данные по геологическому строению и криогенным текстурам прибрежных отложений, выделены две генерации пластовых льдов. Средняя за 21 год скорость отступания берега составила 1,7 м/год. Установлено, что для процесса разрушения берегов характерна внутривековая цикличность с продолжительностью одного цикла около 20 лет. Берега, сложенные высокольдистыми отложениями, разрушаются примерно в два раза быстрее, чем малольдистые берега. Выявлена количественная связь между энергией волнового воздействия на берег и скоростью его разрушения. Результаты наблюдений организованы в компьютерную базу данных.

Термоабразия, льдистость, скорость отступания, энергия морских волн

ВВЕДЕНИЕ

Проблема динамики и механизма разрушения морских берегов в Арктике имеет фундаментальное значение, поскольку позволяет подойти к пониманию процессов взаимодействия Арктического океана и суши в криолитозоне, оценить историю и тенденции развития морских побережий, в том числе многолетнемерзлых пород, как важнейшей составной части природной среды в Арктике.

В последние годы все более отчетливо формируется представление о прибрежно-шельфовой зоне арктических морей как о целостной природной криогенной геосистеме со своими специфическими чертами и комплексом прямых и обратных связей. Динамика таких геосистем определяется, с одной стороны, гидролитодинамическими процессами в море, с другой стороны, - криогенными процессами в континентальной части геосистемы. При этом в многолетнем смысле можно говорить о сбалансированности системы по массе и энергии. Сказанное предполагает мультидисциплинарный характер исследования динамики и механизма разрушения морских берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами.

Не вызывает сомнения актуальность рассматриваемой проблемы для геокриологии, так как прибрежно-морская зона является областью, где происходит переход многолетнемерзлых пород из субаэрального в субаквальное состояние и их дальнейшая трансформация, вплоть до полного оттаивания. В море поступают не только твердые наносы, но и растворенные химические соединения и высвобождающиеся поровые газы. Имеющиеся оценки показывают, что поступление твердых наносов вследствие разрушения берегов в Арктический бассейн весьма значительно и в целом сравнимо с твердым стоком крупных рек [Арэ, 1998а; Васильев, 1999] или даже превышает его. Эмиссия газов за счет оттаивания пород и высвобождения защемленных газов также существенна [Арэ, 1998б].

Исследование разрушения морских берегов в Арктике также представляет собой крупную прикладную задачу, особенно в связи с планированием освоения шельфовых нефтегазоконденсатных месторождений Карского и Баренцева морей, прибрежных месторождений Ямала и проектированием транспорта газа по дну Байдарацкой и Обской губ.

Процесс разрушения морских берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, принято называть термоабразией. Однако под термином «термоабразия» разные исследователи понимают разные процессы или их комплексы. Ф.Э. Арэ [1980] определяет термоабразию как процесс разрушения берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, под совместным действием механической и тепловой энергии моря. Фактически такого же понимания термина придерживаются В.И. Соломатин с соавторами [1998]. Т.П. Кузнецова и Т.Н. Каплина [1960] включают в понятие термоабразии также воздействие тепла воздуха. Существует еще несколько определений термоабразии, но, по сути, они так или иначе сводятся к первым двум. Авторы статьи в понимании термоабразии придерживаются точки зрения Ф.Э. Арэ.

СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ

Разрушение морских берегов в Арктике всегда интересовало исследователей. Одним из первых инструментальные измерения величины отступания берегов выполнил полярный исследователь П.Ф. Анжу, который в 1823 г. провел измерения на Васильевском и Семеновском островах [Соломатин и др., 1998]. Постепенно были накоплены количественные данные о разрушении морских берегов в Арктике, сложенных многолетнемерзлыми породами. Однако эти сведения носили несистемный характер и были получены разными, часто несопоставимыми, методами. Общей для этих исследований являлась тенденция к описанию и оценке экстремальных величин разрушения берегов, что формировало представление о термоабразии как о феноменально быстром процессе. Не отрицая в принципе возможность катастрофического разрушения берегов в криолитозоне при определенных условиях, следует отметить, что в последние годы складываются представления о термоабразии как о более умеренном процессе.

Из литературы известны разовые результаты инструментальных измерений скорости отступания берегов Западного Ямала [Троицкий, Кулаков, 1976; Шур и др., 1984б и др.]. По имеющимся данным [Шур и др., 1984а; Васильев, Сауткин, 1992] для термоабразии характерна высокая временная и пространственная изменчивость. Это накладывает определенные ограничения на методику исследования термоабразии в части получения статистически достоверной информации.

Комплексные исследования термоабразии морских берегов были выполнены Ф.Э. Арэ, и их результаты отражены в ставшей классической монографии [Арэ, 1980]. Здесь рассмотрены закономерности воздействия на берега механической и тепловой энергии морских волн, закономерности и механизм оттаивания и разрушения мерзлых пород берегов. В монографии приведены и систематизированы все имеющиеся к 1980 г. данные о скорости отступания морских берегов в Арктике, включая и исторические свидетельства.

В последние годы выполнены крупные комплексы исследований арктических морей и прибрежных территорий, в процессе которых получены новые сведения о разрушении берегов в Арктике. В первую очередь следует назвать работы по комплексной оценке природных условий проектируемого перехода газопровода через Байдарацкую губу [Природные..., 1997]. В исследования входили и стационарные наблюдения за термоабразией в течение нескольких лет, которые позволили оценить скорость разрушения берегов на исследуемом участке и выполнить мелкомасштабное литодинамическое районирование территории [Воскресенский, Совершаев, 1998]. Детальные исследования природных условий побережья моря Лаптевых проводятся в рамках многолетнего российско-германского проекта «Система море Лаптевых». Этот проект особенно интересен, поскольку работы выполняются на территории, для которой ранее получены результаты оценок скорости разрушения берегов [Арэ, 1980; Григорьев, 1996].

За рубежом исследования термоабразии в основном выполняются на побережье моря Бофорта. Здесь сделаны одни из первых оценок скорости разрушения берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, на основе сравнения аэрофотоматериалов разных лет [Mackay, 1972]. В дальнейшем методика определения скорости термоабразии, основанная на дешифрировании аэрофотоснимков разных периодов съемки, стала ведущей в практике зарубежных исследователей. Это позволило определить скорость термоабразии и ее изменчивость для больших территорий и больших временных промежутков [Dallimore et al., 1996; Reimnitz, Barnes, 1987]. Американские и канадские исследователи разработали методику картирования, предложили классификацию и составили первые карты термоабразии морских берегов в Арктике [Reimnitz et al., 1988; Wolfe el al, 1998 и др. ].

Особо следует выделить работу А. Хеквитта и П. Барнеса, в которой сделана попытка количественно определить влияние состава, льдистости грунтов и энергии волн на темп разрушения берегов моря Бофорта [Hequette, Barnes, 1990]. В этой статье влияние различных факторов на разрушение берегов рассмотрено в пределах единой прибрежно-морской геосистемы. Авторам не удалось установить тесную связь между энергией волнового воздействия на берег и скоростью его разрушения. По-видимому, это связано с тем, что энергия волнового воздействия на берег рассчитывалась не по данным натурных наблюдений за параметрами волнения, а оценивалась лишь на основе метеоданных о скорости и направлении ветров. При этом процедура пересчета данных о ветрах в высоту волны и далее в энергию волнового воздействия внесла большую погрешность за счет допущений в модели. Тем не менее идея связать скорость разрушения берега и энергию волн оказалась очень продуктивной.

Таким образом, к настоящему времени сформировалось представление о прибрежно-морской зоне как об особой криогенной геосистеме, получены достаточно полные данные о скорости разрушения морских берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами для различных районов Арктики. Разработаны методы исследований и мониторинга термоабразии. Предложены подходы к классификации морских берегов и их картографированию. Сделаны попытки связать темпы разрушения с различными факторами.

ЦЕЛИ И ЗАДАЧИ

Целью работы являлось изучение пространственной и временной изменчивости процесса термоабразии, оценка влияющих факторов и разработка подходов к прогнозу отступания берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, в условиях предполагаемых глобальных изменений климата и повышения уровня Мирового океана.

В комплекс исследований входили:

-            изучение ландшафтной структуры территории;

-            изучение геологического строения и геокриологических особенностей;

-            проведение детальных наблюдений за динамикой и механизмом разрушения выбранного участка берега;

-            сбор материалов по гидрометеорологическим условиям территории, включая данные о волнении на море и батиметрии прибрежной части моря;

-            создание компьютерной базы данных для хранения, анализа и обработки полученной информации.

ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

Исследования были организованы на западном побережье Ямала в районе полярной станции Марре-Сале на участке берега от устья р. Марре-яха до устья р. Яр-яха протяженностью около 4,5 км.

Существуют две точки зрения на четвертичную историю развития территории Ямала и его западного побережья. Первая из них основывается на представлениях о преимущественно морском характере развития территории Ямала в четвертичный период. В соответствии с этими представлениями в геологическом строении Западного Ямала основная роль принадлежит четвертичным морским отложениям, которые образуют в рельефе морские террасы разного уровня. Континентальные, преимущественно озерно-аллювиальные, отложения имеют подчиненное значение и формировались на стадии поднятия поверхности над уровнем моря. Эта точка зрения обоснована многочисленными исследованиями, обладает стройностью и логичностью. Гипотеза о морском генезисе отложений широко применяется и показала свою эффективность при средне- и мелкомасштабных инженерно-геокриологических исследованиях и картографировании [Полуостров..., 1975; Методы..., 1986 и др.].

Другая точка зрения на историю геологического развития района основывается на интерпретации четвертичных береговых отложений как ледниковых и постледниковых образований. В соответствии с этим рельеф Западного Ямала рассматривается как постледниковый. Считается, что практически вся верхняя толща разреза представляет собой диамиктон, а перекрывающие ее песчаные отложения являются флювио-гляциальными и эоловыми. Наиболее последовательными представителями этой точки зрения являются Ф.А. Каплянская и В.Д. Тарноградский [1976], а также В.Н. Гатауллин [1988]. Позднейшие детальные исследования в районе Марре-Сале с использованием радиоуглеродного и термолюминесцентного методов определения абсолютного возраста пород позволили установить, что по крайней мере в последние 50 тыс. лет на исследуемой территории ледника не было [Forman et ah, 1999].

По нашему мнению, доказательства морского генезиса отложений являются более убедительными, а в ряде случаев - бесспорными. К ним относятся, в первую очередь, террасированный рельеф Ямала, находки морской фауны в глинистых отложениях, повышенная засоленность отложений и, наконец, данные, указывающие на отсутствие ледника на западном побережье Ямала в последние 50 тыс. лет.

В геоморфологическом отношении территория побережья, где проводились наблюдения за термоабразией, относится к участкам второй и третьей морских террас, поверхность которых осложнена современными криогенными процессами - термокарстом, термоэрозией, оползнями скольжения и т.п. Абсолютные отметки местности составляют 10-30 м.

В геологическом строении берега в районе полярной станции Марре-Сале ведущая роль принадлежит морским отложениям марресальской свиты и перекрывающим их континентальным отложениям ненецкой свиты. В составе марресальской свиты выделяются несколько литолого-стратиграфических горизонтов. Самый древний из них представлен темно-серыми глинами с тонкими прослоями светлых алевритов и тонкозернистых песков. Эти прослои придают толще лентообразный облик. Криотекстура глин неполносетчатая тонкошлировая, в отдельных случаях - крупносетчатая. Как правило, льдистость глин составляет 0,1-0,2, но в верхней части разреза иногда встречаются высокольдистые фрагменты, вплоть до ледогрунта. Верхняя толща свиты представлена несколько более льдистыми серыми глинами с включениями окатанного и плохо окатанного обломочного материала. Криотекстура глин массивная, иногда тонкошлировая тонкослоистая и неполносетчатая. Встречаются фрагменты с сетчатой среднешлировой криотекстурой, вплоть до атакситовой.

Континентальные отложения ненецкой свиты представлены тонко-мелкозернистыми пылеватыми песками с включениями каменного материала. Как правило, льдистость песков не превышает 0,15, но встречаются отдельные участки, где льдистость песков довольно значительна (до 0,25). В ненецких песках присутствуют повторно-жильные льды глубиной до 3-5 м. Размер полигонов - до 10 м.

В разрезе прибрежных отложений также встречены пластовые льды. Установлено, что в районе Марре-Сале присутствуют пластовые льды двух генераций.

Пластовые льды первой генерации залегают на высоте 2-5 м над уровнем моря в глинах нижнего горизонта марресальской свиты. Видимая мощность льда составляет 1-2 м. Общее залегание пласта льда - субгоризонтальное. Нижний контакт льда не прослеживается. Верхний контакт пластовой залежи - согласный с перекрывающими глинистыми породами. Глина имеет атакситовую криотекстуру, которая выше по разрезу сменяется неполносетчатой.

Лед в залежи чистый, прозрачный, с редкими пузырьками воздуха. Размер кристаллов льда 1-4 см, кристаллы изометричные, грани кристаллов преимущественно ровные. В отдельных прослоях ледяной залежи лед сильно насыщен воздушными пузырьками.

Пластовые льды второй генерации приурочены к верхней части разреза марресальских глин и их контакту с перекрывающими ненецкими песками. Кровля пластового льда располагается на высоте около 20 м над уровнем моря. Мощность ледяной залежи составляет 2,5-3,5 м. Залежь расположена под углом 20-30° к горизонту и имеет общее падение на запад. Пластовый лед в залежи представлен двумя слоями, разделенными прослоем глины толщиной 1,0-1,5 м.

Нижний контакт пластового льда не прослежен, верхний контакт с перекрывающей глиной несогласный. Над пластовым льдом наблюдаются мощные (до 4 см) шлиры льда, в целом параллельные кровле пласта, а выше залегают глины с сетчатой криогенной текстурой, в которой мощность шлиров льда постепенно уменьшается кверху, вплоть до полного выклинивания.

Лед верхнего пласта мощностью 0,5-0,8 м мутный, полосчатый, загрязненный, с обильными включениями тонкодисперсного глинистого материала. Лед мелко-среднекристаллический, размер кристаллов составляет 0,1-1,0 см. Кристаллы слабо вытянуты вдоль напластования, грани ровные. В нижней части пласта лед более чистый, но содержит неокатанные включения глинистого материала размером до 1 см, которые «плавают» во льду.

Лед нижнего пласта мощностью более 0,5 м мутный с желтоватым оттенком, массивный. Содержит глинистые неокатанные включения размером от долей миллиметра до 2-3 см и обильные воздушные пузырьки. Лед среднекристаллический, размер кристаллов 0,3-2,0 см. Форма кристаллов близка к изометрической, грани ровные.

На рис. 1 представлены упрощенная геоморфологическая схема территории (А), схематический геологический разрез и криогенное строение отложений (Б).

В 1978 г. участок берега к югу от устья р. Марре-яха протяженностью около 4,5 км был оборудован створами, привязанными к местности и удаленными на 50 м от берега вглубь суши. Всего было установлено более 60 створов, расстояние между ними составляет от 20 до 100 м [Pavlov et al., 1995].

Начиная с 1979 г., ежегодно в конце теплого сезона по каждому створу проводились измерения расстояния от кромки берегового обрыва до ближайшего пикета на створе. Таким образом определялась величина отступания кромки берега за год. В те годы, когда наблюдения по разным причинам не проводились, величина отступания рассчитывалась как средняя для всего промежутка времени между последним и предпоследним наблюдениями.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Результаты более чем 20-летних наблюдений сведены в компьютерную базу данных, организованную в среде Paradox-5.0 для Windows. В базе данных информация сосредоточена в виде пяти основных и нескольких служебных файлов.

Файл "morphology" содержит данные о номерах створов, номерах пикетов в каждом створе, расстояниях от точки, выбранной за начало координат (устье р. Марре-яха), до створов, абсолютные отметки местности для каждого створа, принадлежность к тому или иному геоморфологическому уровню и записанные в виде кодов профили берегового откоса в годы активного разрушения берегов.

Файл "geology" содержит данные о геологическом строении, криогенной текстуре и льдистости многолетнемерзлых пород, слагающих берег.

В файле "retreat" хранятся фактические результаты измерений величины отступания кромки берегового обрыва для каждого створа за все годы наблюдений.

Файл "temperature" представляет собой таблицу среднесуточных температур воздуха и осадков по данным м/ст. Марре-Сале за 1978-2000 гг.

Наконец, в файле "wave" содержится информация о среднесуточной высоте волн в открытом море и направлении их подхода к берегу (по румбам) за 1988-2000 гг. и информация о продолжительности безледного периода по данным м/ст. Марре-Сале.

Пополнение базы данных производится по мере получения новой информации.

Анализ полученных результатов показал, что величина отступания берега характеризуется исключительно высокой пространственной и временной изменчивостью. Максимальное за 22 года отступание составило около 65 м, минимальное - 11 м при среднем 37,5 м. Столь большая разница в темпах отступания берега объясняется прежде всего значительной неоднородностью геологического и криогенного строения берега, а также вариациями льдистости пород, слагающих берег. Участки берега, представляющие собой чередование фрагментов высокольдистых пород, в том числе и с пластовыми льдами, и малольдистых, образуют характерную фестончатую форму кромки берегового обрыва, что хорошо различается на аэрофотоснимках. Иногда на участках берега со сравнительно крупными залежами пластовых льдов формируются глубоковрезанные термоэрозионные цирки. В таких случаях можно говорить о преимущественно термоденудационном типе разрушения морских берегов в отличие от линейной термоабразии берегов со сравнительно однородным геологическим строением и льдистостью мерзлых пород.

Анализ имеющихся данных показал, что в районе м/ст. Марре-Сале не обнаруживается существенных различий в величине и скорости термоабразии берегов, относящихся ко второй и третьей морским террасам.

Для термоабразии характерна также высокая изменчивость во времени. 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 связи с высокой изменчивостью параметров термоабразии в качестве характерной выбрана средняя для всего участка наблюдений скорость разрушения берега. В табл. 1 приведены значения средней скорости отступания берега по годам. Изменение скорости во времени не является случайным, а подчиняется хорошо выраженной циклической зависимости (рис. 2). Полная продолжительность цикла составляет около 20 лет, при этом максимум приходится на 1989-1990 гг., а минимумы - на 1978 и 1999 гг. Таким образом, средняя за весь цикл скорость отступания составляет по результатам интерполяции фактических данных 1,7 м/год, достигая в годы максимума 2,4 и снижаясь в годы минимумов до 1,1 м/год. Установленное явление внутривековой цикличности разрушения берегов для криолитозоны является новым, хотя для берегов вне криолитозоны многолетние ритмы в скорости морской абразии известны на примерах Черного и Балтийского морей, а также Мексиканского залива [Есин и др., 1980]. В геологической структуре и геокриологических условиях берега не выделяется никаких характерных особенностей, позволяющих объяснить цикличность их разрушения. Вероятно, проявление цикличности связано с особенностями атмосферной циркуляции и океанической гидродинамики циркумполярной области Арктики, а также региональной гидрометеодинамической обстановки. В этом случае, вероятно, явление цикличности в темпах разрушения морских берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, характерно для всего арктического побережья. Очевидно, что для различных регионов Арктики будет наблюдаться эффект сдвига фаз и амплитуды циклов и, возможно, продолжительности циклов. Оценку этих явлений можно было бы выполнить, анализируя результаты продолжительных наблюдений за термоабразией в нескольких точках арктического побережья. При этом необходимо обеспечить сравнимость полученных данных.

Максимум установленного цикла приходится на 1989-1990 гг. с наиболее высокими среднелетними температурами воздуха. Было бы логично предположить, что существует связь между летними температурами воздуха и темпами разрушения берега. Однако корреляция между этими величинами не установлена.

Качественные наблюдения показывают, что льдистость мерзлых пород оказывает существенное влияние на темпы разрушения берега. Для количественной оценки этого в 1984 г. на отдельных участках берега была определена суммарная льдистость пород. Далее построена зависимость интегральной величины отступания берега за 1978-1984 гг. от суммарной льдистости (рис. 3). Эта зависимость характеризуется низким коэффициентом корреляции. Но низкий уровень связей, скорее всего, объясняется не физическими причинами, а методическими погрешностями.

В первую очередь, это результат недостаточной детальности в определении льдистости. Вследствие этого мы вынуждены различным участкам берега, отличающимся между собой по скорости и механизму разрушения, приписывать одинаковые значения льдистости. Кроме того, из-за естественной пространственной изменчивости при отступании берега даже в течение одного сезона вскрываются участки берега, значительно отличающиеся по льдистости. Тем не менее было установлено, что увеличение льдистости пород с 0,1 до 0,6 приводит к возрастанию темпа отступания берега в 1,5-2,0 раза.

По физическому смыслу разрушение и отступание морских берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, вызывается постоянным нарушением профиля равновесия берегов вследствие размыва основания берегового клифа и подводного склона. Это инициирует деструктивные процессы в верхней части клифа. Поэтому следует ожидать устойчивую связь между скоростью отступания берега и энергией волнового воздействия на него. На основе фактических данных о ежесуточных высотах волн и направлении подхода их к берегу рассчитаны величины условных годовых суммарных энергий морских волн (Е_х). Условная энергия для каждого направления рассчитана как сумма произведений квадрата высоты волны на продолжительность волнения.

Общая энергия равна сумме энергий с каждого направления с учетом коэффициентов, позволяющих учесть ортогональную к берегу составляющую волновой энергии. Величина Е_х названа условной энергией, поскольку в ее расчетах не учтен период волн различной высоты, так как такие наблюдения на м/ст. Марре-Сале не проводятся. По своему физическому смыслу условная волновая энергия аналогична иногда используемому в геокриологии параметру градусо-часы, который применяется для характеристики суммарного тепла воздуха в оценках сезонного протаивания. Размерность условной волновой энергии - м²∙сут. Результаты расчетов Е_х приведены в табл. 2.

Имеющиеся данные позволяют установить соответствие между скоростью отступания берега и условной энергией волнового воздействия (рис. 4). Коэффициент корреляции между величинами составляет 0,8, т.е. можно говорить об очень тесной связи между этими параметрами. Другими словами, это означает, что размыв основания клифа контролирует весь комплекс процессов, вызывающих разрушение берега. Интересно, что аппроксимационная прямая (см. рис. 4) не проходит через начало координат, а отсекает на оси скоростей (ординат) отрезок примерно 0,4 м/год. То есть, если не наблюдается волновое воздействие на основание клифа, то начальная скорость отступания кромки берега за счет термоденудации составит около 0,4 м/год.

Вероятно, эта величина термоденудации является региональной нормой, относящейся к данным климатическим и геолого-геокриологическим условиям.

Таким образом, в отличие от А. Хеквитта и П. Барнеса [Hequette, Barnes, 1990] нам удалось количественно оценить влияние волнового воздействия на разрушение берегов.

В научной литературе часто встречается мнение о решающей роли штормов в механизме и величине разрушения морских берегов, в том числе сложенных многолетнемерзлыми породами. Полученные данные позволяют количественно оценить это явление для условий Западного Ямала. Анализ результатов показал, что за счет штормов с высотой волн более 1 м условная волновая энергия в год увеличивается не более чем на 25% (см. табл. 2); при этом величина отступания берега, оцениваемая по рис. 4, возрастает примерно на 20%. Таким образом, по крайней мере для исследуемого участка арктического побережья, основной вклад в разрушение берегов вносит волновое воздействие с высотой волн менее 1 м. Именно их длительное воздействие в безледный период приводит к размыву основания берегового клифа, нарушению его устойчивости и в конечном итоге к отступанию берега.

ВЫВОДЫ

На основании результатов наблюдений за термоабразией берегов Западного Ямала могут быть сделаны следующие выводы.

Установлена исключительно высокая пространственная и временная изменчивость термоабразии берегов Западного Ямала. Выявлена внутривековая цикличность процесса с продолжительностью цикла около 20 лет. Средняя скорость отступания берегов составляет примерно 1,7 м/год.

Установлено, что значительное влияние на скорость и механизм разрушения берегов оказывает льдистость многолетнемерзлых пород, слагающих берега. Увеличение льдистости с 0,1 до 0,6 приводит к возрастанию скорости термоабразии примерно в 1,5-2 раза.

Выявлена тесная прямая связь между энергией морских волн и скоростью разрушения берегов. Отступание берегов полностью контролируется процессом размывания основания берега, т.е. на Западном Ямале процесс имеет преимущественно абразионный характер. Роль штормов в разрушении берегов сравнительно невелика.

Исследования выполнены при частичной поддержке INTAS, грант 97-1484.

Литература

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

Арэ Ф.Э. Термоабразия берегов моря Лаптевых и ее вклад в баланс наносов моря // Криосфера Земли, 1998а, т. 2, № 1, с. 55-61.

Арэ Ф.Э. Проблема эмиссии глубинных газов в атмосферу // Криосфера Земли, 1998б, т. 2, № 4, с. 42-50.

Васильев А.А. Мониторинг морской термоабразии на западном побережье Ямала // Тез. докл. междунар. конф. «Мониторинг криосферы», 20-22 апр. 1999 г. Пущино, 1999, с. 108-109.

Васильев А.А., Сауткин Е.В. Термоабразия морских берегов на западном побережье Ямала // Методы изучения криогенных физико-геологических процессов. Сб. науч. тр. ВСЕГИНГЕО. М., 1992, с. 71-77.

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.

Гатауллин В.Н. Верхнечетвертичные отложения западного берега полуострова Ямал: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Л., ВСЕГЕИ, 1988, 21 с.

Григорьев М.Н. Закономерности процессов термоабразии и термоденудации берегов арктических морей (на примере ключевых участков моря Лаптевых) // Матер. первой конф. геокриологов России, кн. 1. М., Изд-во МГУ, 1996, с. 504-511.

Есин Н.В., Савин М.Т., Жиляев А.П. Абразионный процесс на морском берегу. Л., Гидрометеоиздат, 1980, 200 с.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Реликтовые глетчерные льды на севере Западной Сибири и их роль в строении районов плейстоценовых оледенений криолитозоны // ДАН, 1976, т. 231, № 5, с. 1185-1187.

Кузнецова Т.П., Каплина Т.Н. Особенности морфологии береговых склонов, сложенных многолетнемерзлыми горными породами с жильными льдами // Условия залегания и свойства многолетнемерзлых пород на территории Якутской АССР. Тр. Сев.-Вост. отд-ния Ин-та мерзлотоведения, вып. 2. Якутск, 1960, с. 60-70.

Методы региональных инженерно-геокриологических исследований для равнинных территорий / Отв. ред. Г.И. Дубиков, Е.С. Мельников. М., Недра, 1986, 207 с.

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

Полуостров Ямал (инженерно-геологический очерк) / Под ред. В.Т. Трофимова. М., Изд-во МГУ, 1975, 276 с.

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. 12-18.

Троицкий С.Л., Кулаков А.П. Колебания уровня океана и рельеф побережий // Проблемы экзогенного рельефообразования. Кн. 1. М., Наука, 1976, с. 351-426.

Шур Ю.Л., Васильев А.А., Вейсман Л.И. и др. Методы изучения скорости термоабразии // Береговые процессы в криолитозоне. Новосибирск, Наука, 1984а, с. 5-12.

Шур Ю.Л., Васильев А.А., Вейсман Л.И. и др. Новые результаты наблюдений за разрушением берегов в криолитозоне // Береговые процессы в криолитозоне. Новосибирск, Наука, 1984б, с. 12-19.

Dallimore S.R., Wolf S., Solomon S.M. Influence of ground ice and permafrost on coastal evolution, Richards Island, Beaufort Sea Coast, NWT // Can. J. Earth Sci., 1996, No. 33, p. 664-675.

Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V.N. et al. Late Quaternary stratigraphy of Western Yamal Peninsula, Russia: New constraints on the configuration of the Eurasian ice sheet // Geology, 1999, vol. 27, No. 9, p. 807-810.

Hequette A., Barnes P.W. Coastal retreat and shoreface profile. Variations in the Canadian Beaufort Sea // Marine Geol., 1990, No. 91, p. 113-132.

Mackay J.R. Offshore permafrost and ground ice, Southern Beaufort Sea, Canada // Can. J. Earth Sci., 1972, vol. 9, p. 1550-1561.

Pavlov A.V., Vasiliev A.A., Shur Yu.L. Monitoring of Permafrost conditions of the west part of the Yamal Peninsula // The 25^th Arctic Workshop. Laval Univ., Quebec, Canada, 1995, p. 144-147.

Reimnitz E., Barnes P.W. Sea-ice influence on Arctic coastal retreat // Proceedings, Coastal Sediments 87. New Oceans Amer. Soc. of Civil Engineers, 1987, p. 1578-1591.

Reimnitz E., Graves S.M., Barnes P.W. Map showing Beaufort Sea coastal erosion, sediment flux, shoreline evolution and ero-sional shelf profile. USGS Miscellaneous Map 1-1182-G, 1:82 000 with text, 1988.

Wolfe S., Dallimore S.R., Solomon S.M. Coastal permafrost investigations along a rapidly eroding shoreline, Tuktoyaktuk, NWT // Proceed. Seventh Internat. Permafrost Conf., Laval Univ. Press, 1998, p. 1125-1131.

DYNAMICS OF THE COASTAL THERMOEROSION OF WEST YAMAL

A.A. Vasiliev, S.I. Pokrovsky, Yu.L. Shur*

Earth Cryosphere Institute SB RAS, 625000, Tyumen, 1230, Russia

* Harding Lawson Associate, 601 East, 57th Place Anchorage AK 99518, USA 

Results of 21 years observations of the seashore shattering dynamics at West Yamal have been considered. There are some real data for geological and geocryological structures of the seashore sediments. We distinguish two types of massive ice generation. Average coastal retreat for the last 21 years is about 1.7 m/year. Process of the seashore destruction is characterized by recurrence. Duration of one cycle is about 20 years. Coasts with a high ice content are destroyed in double-quick time than those with low content of ice. The influence of sea-wave energy on retreat rate is established. Results of the observations are included in the computer database.

Thermoerosion, ice content, retreat rate, sea-wave energy

Ссылка на статью:

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