Рассмотрены основные этапы развития Печорского моря в позднечетвертичное время. Установлено, что во время высокого стояния уровня моря в эпоху наиболее теплого периода Микулинского межледниковья Печорское море представляло собой более обширный, чем в настоящее время, бассейн за счет затопленных долин низовьев рек. Во время последнего Валдайского ледниковья Печорского моря в современных очертаниях не существовало. Под водой могла находиться лишь узкая область дна вдоль южного берега Новой Земли, где в тектоническом желобе в течение всего позднего плейстоцена и голоцена не прекращалось накопление морских осадков. В ледниковое и послеледниковое время на осушенные пространства дна Печорского моря было вынесено большое количество песка, который в настоящее время сконцентрирован, в основном, в береговых аккумулятивных формах южного побережья. В XXI веке изменения коснутся, главным образом, береговой зоны п-ва Русский Заворот, о-ва Песякова, района пос. Варандей, п-ва Медынский Заворот, где будут наблюдаться отступания берега на величину до 0.5 км.

ВВЕДЕНИЕ

Печорское море является частью Баренцева моря, однако имеет свою особую историю развития, обладает своеобразным рельефом и строением осадочной толщи, отличается от Баренцева моря гидрологическим и ледовым режимом.

Существуют официальные границы акватории Печорского моря, принятые 28 ноября 1935 г. Постановлением ЦИК СССР. С северо-запада Печорское море ограничивается линей о. Колгуев - Мыс Черный в Междушарском проливе на Новой Земле, а с юго-запада линией о. Колгуев - м. Святой Нос на Тиманском берегу Малоземельской тундры.

Ранее нами [Павлидис и др., 1998] было предложено подразделять шельф арктических морей на гляциальный и перигляциальный в зависимости от того, подвергались они или нет воздействию покровных ледников. Шельфы Баренцева и Карского морей относятся к гляциальному типу, а дно Печорского моря в ледниковые периоды развивалось в перигляциальных условиях, несмотря на то, что этот район со всех сторон был окружен покровными ледниками [Вейнбергс и др., 1995 и др.].

Бассейн Печорского моря относится к числу нефтегазоносных. Поэтому прогноз его развития в XXI веке является актуальной задачей.

Эта работа является основной частью исследований по проекту РФФИ "Развитие рельефа дна Печорского моря и взгляд в будущее" (проект № 05-05-64864). Картографические материалы, характеризующие основные результаты исследований и представленные в электронной форме для использования в ГИС, являются также составной частью международных проектов по изучению Арктики.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДИКА

Изучение рельефа морского дна с морфогенетической точки зрения является основой для установления закономерностей морфолитогенеза, особенно в мелководных шельфовых морях, каковым и является Печорское море.

Нами [Nikiforov et al., 2003; Nikiforov et al., 2005] была разработана морфогенетическая классификация форм и типов рельефа дна арктических морей, которая учитывает сложное взаимодействие различных природных факторов, определяющих происхождение и морфологическую выраженность тех или иных форм рельефа. В классификации учтены все основные особенности рельефа именно арктического шельфа, развитие которого в четвертичное время происходило в условиях, коренным образом отличающихся от других областей Мирового океана.

Созданная ранее морфогенетическая классификация форм рельефа шельфа Мирового океана [Ионин и др., 1990], хотя и послужила основой для разработки предлагаемой классификации, не может в полной мере характеризовать многообразие форм и региональные особенности рельефа береговой зоны и шельфа арктических морей. Учитывая тот факт, что в четвертичное время природные условия и, следовательно, процессы морфогенеза на шельфе арктических морей существенно менялись, при классификации экзогенных форм рельефа рассматриваются как современные, так и реликтовые образования.

Статья написана по материалам многолетних исследований в Печорском море, проведенных Институтом океанологии им. П.П. Ширшова РАН в экспедициях на НИС "Профессор Штокман" (8-й и 12-й рейсы), НИС "Академик Сергей Вавилов (11-й и 13-й рейсы) в 80 и 90-х гг. прошлого века, а также многолетних стационарных исследований Географического факультета МГУ им. Ломоносова на южном побережье Печорского моря.

В ходе работы над проектом РФФИ "Развитие рельефа дна Печорского моря и взгляд в будущее" были проанализированы и обработаны морские навигационные карты масштаба 1:200 000, данные бурения и геоакустического профилирования и созданы цифровые модели рельефа дна, распределения типов поверхностных осадков, мощностей голоценовых и четвертичных отложений. Для этой цели была разработана оригинальная методика, которая включает проведение изобат на морских навигационных картах с использованием данных по геофизике, геологии, геоморфологии с целью выявления морфоструктурных особенностей и генезиса рельефа. Ручная обработка картографического материала является принципиальным условием, так как механическая компьютерная обработка массива отметок глубин на начальном этапе не выявляет особенностей и, главное, генезиса рельефа. Редактирование, сбивка листов, внесение изменений, геометрическая корректировка цифровых моделей карт производились в программе ArcView. Карты типов осадков и их мощностей привязаны к карте рельефа дна.

Кроме материалов собственных исследований авторы используют опубликованные данные, которые суммированы в ряде монографий [Айбулатов и др., 2000; Печорское море…, 2003; Тарасов и др., 2000] и статей, обращая особое внимание на те из них, где приводятся данные бурения и определения возраста отложений.

РЕЛЬЕФ ДНА ПЕЧОРСКОГО МОРЯ

В рельефе дна Печорского моря запечатлены основные черты его развития в позднем плейстоцене и голоцене. Важным морфологическим элементом рельефа дна Печорского моря являются подводные террасы (рис. 1). До недавнего времени рельеф дна Печорского моря характеризовался как пологая подводная равнина, слабо наклоненная в сторону Южно-Новоземельского желоба (ЮНЖ). Проведенное профилирование показало, что эта равнина имеет ряд террасовых уровней, протягивающихся по всему морю примерно вдоль изобат [Павлидис и др., 2002]. Наиболее хорошо выраженная терраса расположена на глубинах 118 м у тылового шва и 120 м у ее бровки. Две другие террасы расположены на отметках 110 и 105 м ниже современного уровня моря. Кроме этих форм рельефа, прослеживается аккумулятивная терраса на глубине 54 м с горизонтальной поверхностью шириной около 16 км, на которой прослеживаются песчаные гряды. Уступ высотой 8 м отделяет эту террасу от более высокой террасы, расположенной на глубине около 40 м. Еще выше расположена терраса на глубинах 25-33 м. Наконец, вблизи южного берега моря прослеживается терраса на глубине около 17 м, которая была выработана на склоне банки Пахтусова. Все эти террасы отмечают стадии повышения уровня моря в позднем Валдае от минимальных его отметок во время максимума последнего оледенения.

Характерными элементами рельефа дна Печорского моря являются вытянутые ложбины, представляющие собой древние долины рек. Особенно хорошо выражена и подтверждена данными бурения палеодолина Печоры, протягивающаяся в сторону пролива Карские Ворота. На нее "нанизаны" замкнутые депрессии с плоским дном, напоминающие проточные озера, каких много в тундре в настоящее время. В одной из таких депрессий на глубине моря 70 м была пробурена скважина № 480 (рис. 2) которая, по свидетельству Г.А. Тарасова, вскрыла 100-метровую толщу слоистых глинистых отложений без морской фауны и флоры, но наполненную растительным детритом, снесенным с суши. Оказалось, что вся эта толща накопилась в позднем Валдае, во время сартанской ледниковой эпохи в интервале времени 22-28 тыс. лет назад.

Основную площадь дна Печорского моря занимает субгоризонтальная аккумулятивная равнина, расположенная в настоящее время вне зоны современного волнового воздействия, а также абразионно-аккумулятивная поверхность подводного берегового склона, сформированная современными гидродинамическими процессами. На этом геоморфологическом фоне выделяется глубокий и резко очерченный Южно-Новоземельский желоб, имеющий тектоническое происхождение.

ПЕЧОРСКОЕ МОРЕ В ЭПОХУ МИКУЛИНСКОГО МЕЖЛЕДНИКОВЬЯ

Во время высокого стояния уровня моря в эпоху наиболее теплого периода Микулинского межледниковья (125 тыс. лет назад) Печорское море представляло собой более обширный, чем в настоящее время, бассейн за счет затопленных долин низовьев рек. Об этом можно судить по распространению отложений с морской фауной вверх по речным долинам на большое расстояние, в первую очередь по долине Печоры. В известном геологам обнажении "Вастьянский Конь", расположенном на расстояние около 200 км от устья реки, морские отложения микулинского возраста имеют суммарную мощность около 50 м [Былинский, 1996].

В Микулинскую эпоху море заливало север Канинского полуострова, о чем свидетельствует разрез Р-10 [Самойлович и др., 1993], расположенный на севере полуострова, где сверху обнажается 38-метровая слоистая толща водно-ледниковых песков, супесей и суглинков времени Валдайской ледниковой эпохи, а внизу толща мелкозернистых песков с морской фауной, соответствующей теплому периоду плейстоцена. В эту эпоху морские воды через Чешский залив, вероятно, проникали в Белое море, о чем свидетельствуют глинистые отложения с морской фауной в нижних горизонтах обнажений в уступах морских террас вдоль Канинского берега Белого моря [Леонтьев и др., 2004].

В некоторых скважинах морского бурения на дне Печорского моря были вскрыты мелководно-морские отложения, которые, по мнению Самойловича и др. [Самойлович и др., 1993] относятся к Микулинскому межледниковью. Так в скв. 139 (рис. 2), пробуренной на глубине моря 20 м (положение скважин см. на рис. 5), были вскрыты следующие горизонты. Внизу (гор. 50-27 м) залегают плотные темно-серые ледниковые и ледниково-морские суглинки, которые авторы относят к нижнему-среднему плейстоцену. Выше (гор. 27-16 м) залегает слой морских песков с диатомовой флорой, состоящей из сублиторальных, океанических и неретических видов. Авторы [Самойлович и др., 1993] называют эту пачку морскими эстуарными осадками и относят их к Микулинскому межледниковью, на что указывает, в частности, присутствие южнобореальных сублиторальных видов диатомей, в первую очередь Nitzschia navicularis (до 37%). Морские пески перекрыты слоем (гор. 16-5 м) континентальных глин позднеплейстоценового возраста.

Мнение группы ученых [Polyak et al., 2000], изучавших изменение природных условий в области Печорского моря по скважинам морского бурения, в общем, не противоречит мнению Самойловича [Самойлович и др., 1993]. Они, на основании данных микрофаунистического анализа и определения абсолютного возраста отложений по раковинам фораминифер, пришли к следующим выводам. Во-первых, в интервале между 10 и 30 тыс. лет назад произошла регрессия моря, и в это время в отложениях резко возросло количество травяной пыльцы, особенно Artemisia, что указывает на увеличение аридности климатических условий. Такая интерпретация сопоставима с данными по Ямалу, где интервал 30-12 тыс. лет назад был охарактеризован как сухой и холодный [Forman et al., 1999]. Во-вторых, литологические признаки не указывают на присутствие здесь в позднем Валдае покровных ледников. В-третьих, между двумя пачками отложений, накопившихся в условиях холодного и сухого климата, находится пачка осадков, которые авторы называют межледниковыми, хотя абсолютный возраст отложений из скважин 104, 210-218, 234 указывают как средневалдайский [Polyak et al., 2000]. Однако у нас есть по этому поводу сомнения, так как единичные определения возраста по ¹⁴С в нижних частях скважин датой около 40 тыс. лет нельзя, на наш взгляд, признать абсолютно надежными. Мы, в данном случае, принимаем точку зрения Самойловича и др. [Самойлович и др., 1993], которые выделяют в скважинах пачку морских осадков времени Микулинского межледниковья. Подтверждением этому могут служить определения абсолютного возраста, предоставленные Тарасовым, по скважине 137 (табл. 1), расположенной вблизи скважины 104. Определения возраста более 53 тыс. лет по раковинам морских моллюсков свидетельствуют, скорее всего, о том, что они накопились в морском относительно теплом бассейне - Печорском море времени микулинской трансгрессии.

Присутствие в составе отложений микулинского горизонта южнобореальных видов диатомей свидетельствует, очевидно, в пользу того, что в Печорское море того времени интенсивно проникали атлантические, относительно теплые воды и, скорее всего, оно либо не замерзало даже зимой, либо на его поверхности образовывался кратковременный покров сезонных льдов.

ПЕЧОРСКОЕ МОРЕ В ВАЛДАЙСКУЮ ЛЕДНИКОВУЮ ЭПОХУ

Во время Валдайской ледниковой эпохи Печорского моря в современных очертаниях не существовало. Даже в средневалдайский интерстадиал, когда уровень Мирового океана находился приблизительно на отметках 30-40 м ниже современного, под водой могла находиться лишь узкая область дна вдоль южного берега Новой Земли, где в тектоническом желобе в течение всего позднего плейстоцена и голоцена не прекращалось накопление морских осадков. Об этом свидетельствуют данные о стратификации отложений [Павлидис и др., 2005; Pavlidis et al., 2005], полученные с помощью сейсмоакустического профилографа "Парасаунд" (рис. 3) по линии акустического профиля № 4 (рис. 1). Верхняя пачка осадков с тонкой слоистостью, мощностью 7-8 м, имеет послеледниковый возраст. Поляк и др. [Polyak et al., 2000] считают, что дегляциация в этом регионе закончилась около 13 тыс. лет назад. Пачка осадков, лежащая ниже, имеющая более грубую слоистость, мощностью 15-20 м, очевидно, накопилась во время Валдайской ледниковой эпохи, когда с осушенных пространств дна Печорского моря и со стороны Новой Земли в желоб поступало большое количество разнообразного по крупности материала. Пачка акустически прозрачных отложений, расположенная еще ниже, отличается от вышележащих отсутствием слоистости и однородностью состава. Такая запись характерна обычно для однородных глинистых илов без примеси крупного обломочного материала. Мы полагаем, что эта пачка относится к эпохе Микулинского межледниковья.

На месте остальной части моря, исключая ЮНЖ, в позднем Валдае, во время глубокой эвстатической регрессии Мирового океана существовала низменная суша с тундровым ландшафтом. Узкий морской залив Баренцева моря занимал лишь тектоническую депрессию ЮНЖ, на южном склоне которого на глубине около 120 м прослеживается береговая терраса. Она, по-видимому, не может быть более древней, поскольку в таком случае, сформированная в слабо консолидированных осадках, она не была бы столь отчетливо выражена вследствие наложения последующих экзодинамических процессов. Морской залив у южного берега Новой Земли в позднем Вюрме большую часть года был, очевидно, покрыт льдом и, возможно, лишь на короткий период (1-2 месяца), он мог частично освобождаться ото льда. В таких условиях волновые процессы здесь были весьма ограничены. Единственным процессом, который способен был сформировать верхний уступ террасы и субгоризонтальную поверхность, могла быть термоабразия.

На акустическом профиле № 1, пересекающем Печорское море от о-ва Колгуев до острова Междушарский на Новой Земле (рис. 4) отчетливо прослеживаются основные структурные и морфологические элементы дна.

Мощность четвертичных отложений в Печорском море весьма изменчива. Их чехол лишь частично скрывает рельеф поверхности мезозойских (меловых) пород. На северном побережье о-ва Колгуев в скважине, пробуренной в районе Бугрино, было обнаружено, что под 114-метровым слоем четвертичных отложений залегает 356-метровая толща меловых отложений, состоящая из слоев песков, песчаников, глин, аргиллитов, алевролитов, глинистых известняков [Тектоническая карта…, 1996]. Скважина морского бурения 210-218 также обнаружила под 115-метровым слоем четвертичных отложений породы мелового возраста.

По линии профиля кровля меловых пород между островом Колгуев и ЮНЖ местами выходит почти к поверхности дна, образую положительные морфоструктуры. Между ними мощность четвертичных отложений увеличивается до 50 м. Под относительно тонким слоем голоценовых осадков в плейстоценовых отложениях существуют явные признаки мерзлотных дислокаций. По данным Мельникова и Спесивцева [Мельников и Спесивцев, 1995] в Печорском море мощность реликтовых многолетнемерзлых грунтов может достигать 30 м.

Составление детальной цифровой карты рельефа дна позволило в значительной степени уточнит рисунок древней гидросети, существовавшей на поверхности осушенного в поздневалдайское время дна Печорского моря. Наиболее крупная палеодолина пра-Печоры прослеживается из Печорской губы в направлении пролива Карские ворота. Долина несколько раз меняет свое направление. До западной части о-ва Песяков она тянется почти строго на восток и ее ширина на этом участке составляет около 3-5 км. К северо-востоку от о-ва Песяков она меняет свое направление на северо-восточное и здесь ее ширина составляет 1-3 км. В пределах современных глубин моря от 40 до 80 м палеодолина как бы нанизывает на себя несколько овальных депрессий озерного типа. В пределах одной из них на глубине моря около 51 м была пробурена скв. № 480, в которой обнаружено, что непосредственно от поверхности дна залегает толща пластично-мерзлых глинистых пород темно-серого цвета, мощностью 100 м, без видимых литологических границ. Вся эта толща относится к позднему Валдаю (табл. 2) и представляет собой фацию озерных отложений (данные Г.А. Тарасова).

ПЕЧОРСКОЕ МОРЕ В ГОЛОЦЕНЕ

С началом эпохи дегляциации море начало постепенно заливать пространства осушенного ранее дна Печорского моря. Результатом этой трансгрессии, темп которой был, по-видимому, неравномерным, была выработка серии террас последовательно на глубинах 100-105, 60, 50-54, 40, 32, 25 м. Как уже было сказано, наиболее хорошо выдержана по простиранию терраса на отметках минус 50-54 м, которая, по-видимому, маркирует хронологическое начало голоцена.

В 13-м рейсе НИС "Академик Сергей Вавилов" к северу от п. Варандей (на глубинах 12-21 м) были выполнены полигонные геолого-геоморфологические исследования с применением профилографа "Парасаунд" и отбором проб грунта. Наибольшее внимание привлекли валообразные повышения относительной высотой немногим более 3 метров, которые осложняют достаточно спокойный рельеф дна. Отметим, что формы рельефа аналогичных очертаний и гипсометрического положения имеют достаточно широкое распространение на этих глубинах в Печорском море. Было выяснено, что они сложены преимущественно песчаным материалом и расположены на плотном глинистом основании. Учитывая морфометрические признаки, литологическое строение, приуроченность к глубинам около 18 м, геоморфологию сопредельных участков, результаты геофизических исследований, а также анализ литературного материала, можно констатировать, что эти формы рельефа являются древними волновыми аккумулятивными образованиями и фиксируют береговую линию среднеголоценового возраста. Вероятно, они являются реликтами барового комплекса, который, таким образом, начал здесь формироваться с середины голоцена. В результате этого процесса вдоль побережья Большеземельской тундры, Тиманского берега и восточного побережья о-ва Колгуев была сформирована мощная толща песчаных отложений, которые были сконцентрированы в нескольких генерациях береговых аккумулятивных форм. Исходным материалом для их образования были песчаные отложения, образованные ранее в результате сноса аллювия на пространства осушенного во время регрессии дна моря.

Мощность голоценовых морских отложений в Печорском море весьма изменчива (рис. 5). Она меняется от десятков сантиметров до 20 и более метров. Аномально большие мощности голоценовых осадков обнаружены в южной части Печорского моря, где они достигают местами 50 м. Увеличение мощности приурочено к депрессиям и подводному продолжению береговых аккумулятивных форм. Вблизи восточного побережья о. Колгуев, сформирована система мощных протяженных песчаных баров и кос, отчленяющих акватории лагун. Разрез представлен в верхней части песками, а в нижней - алевритово-глинистыми илами лагунного происхождения. Такая толща была сформирована, очевидно, в результате трансгрессии моря и надвигания песков береговой аккумулятивной формы на лагунные илы. Под ними залегает толща аллювиальных песков и супесей с растительным детритом, которая подстилается плотными суглинками, имеющими абсолютный возраст более 40 тыс. лет [Polyak et al., 2000].

СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ

Печорское море существенно отличается от Баренцева по своим природным условиям. Климатические, гидрологические и океанологические факторы создают здесь особую, отличную от сопредельного баренцевоморского бассейна, обстановку, что выражено в своеобразии проявления рельефообразующих и седиментационных процессов в прошлом, настоящем и, возможно, в будущем. Это, прежде всего, относится к стоку рек, ледовым и волновым процессам, приливно-отливным течениям и другим гидродинамическим факторам. Здесь, в отличие от открытой акватории Баренцева моря определяющее влияние на процессы современного рельефообразования и осадконакопления приобретает ледовый режим, наличие многолетней мерзлоты на побережье и, как следствие, развитие процессов солифлюкции и термоабразии.

Метеорологический режим Печорского моря формируется, главным образом, под влиянием сезонных особенностей атмосферной циркуляции. Активизация циклонической деятельности происходит в осенне-зимний период, в результате чего зимой над Печорским морем преобладает западный перенос воздушных масс. В тыловой части циклонов развиваются потоки северо-западных направлений, достигающие иногда ураганной силы. В переднем секторе циклонов на Печорское море выносятся теплые и влажные воздушные массы, что приводит к возникновению часто меняющихся сильных ветров и значительных колебаний температуры. Весной зона низкого давления в восточной части Баренцева моря интенсивно заполняется. Летом, с разрушением Сибирского антициклона, над Баренцевым морем формируется устойчивый антициклон. Вследствие этого в Печорском море направление ветра принимает характер, обратный зимнему - преобладает слабый северо-восточный ветер. Устанавливается прохладная и пасмурная погода. Самые теплые летние месяцы - июль, август. Осенью устойчивость летней погоды нарушается и к ее концу начинает преобладать юго-западное направление ветра, скорость которого часто увеличивается до штормовой.

Динамика вод бассейна Печорского моря определяется системой течений, приливными и инерционными движениями, волновыми процессами на поверхности и в толще вод, вихревыми образованиями различных пространственно-временных масштабов. Система общей циркуляции формируется двумя потоками теплых и соленых вод атлантического происхождения - Канинским и Колгуево-Печорским, Беломорским и Печорским стоковыми течениями и выносом холодных вод из Карского моря течением Литке. В поверхностном слое осуществляется транзитный перенос баренцевоморских вод в Карское море. Печорское море принадлежит к морям приливного типа. Средняя величина прилива около 1.2 м [Печорское море…, 2003]. Наличие ледяного покрова приводит к уменьшению величины прилива и запаздыванию времени наступления полных и малых вод по сравнению с безледным периодом. Приливные течения захватывают всю толщу вод, их скорость достигает 25-37 см/с. Скорость приливных течений на акватории Печорского моря колеблется в пределах от 25 до 75 см/с. Приливные течения, как и приливные колебания уровня, имеют полусуточный характер.

В Печорском море развивается исключительно ветровое волнение, причем длина и период штормовых волн уменьшаются по мере продвижения с запада на восток. В отдельных прибрежных районах взаимодействие волн с сильными приливными или стоковыми течениями может привести к возникновению неупорядоченного волнения - толчеи. Плавучие льды, в основном, сглаживают форму волн, снимая вторичные элементы волнения на основной поверхности. Тем не менее, штормовое волнение в открытом море во льдах очень опасно из-за ударов льдин в борта плавучих средств и опоры стационарных сооружений. Повышение штормовой активности с востока на запад объясняется более высокой повторяемостью штормового ветра в западных районах и наличием ледяного покрова, ограничивающего разгоны штормового волнения, на востоке. Штормовые высоты волн осенью достигают 7-9 м. Из-за относительной мелководности Печорского моря ветровое волнение способствует переотложению донного осадочного материала. В сочетании с сильными течениями оно приводит к накоплению или размыву отдельных банок и отмелей, перемещению материала вдоль пляжей и изменению их формы.

В Печорском море, наряду с доминирующими приливными колебаниями, заметно выражены сгонно-нагонные изменения уровня моря. Штормовые нагоны вызываются прохождением атмосферных циклонов. Наибольшие нагоны наблюдаются в районе Печорской губы и о-ва Варандей. Здесь подъемы уровня связаны с ветрами северных направлений.

Штормовые течения концентрируются в относительно узкой прибрежной полосе с глубинами менее 4 м. При волнении всех румбов доминирует вдольбереговой перенос воды и наносов. Наибольшие вдольбереговые скорости (до 1 м/с) отвечают волнению с западного румба. Самые заметные поперечные (разрывные) течения генерируются волнением с северо-запада: скорость оттока вод от берега превышает 1.5 м/с.

Формирование ледового покрова в Печорском море начинается обычно в конце октября - ноябре, но сроки появления льда из года в год сильно колеблются. В течение зимнего периода кромка льда в море распространяется с востока на запад. Этот процесс продолжается до апреля включительно. Максимум ледовитости отмечается в апреле. Затем, вплоть до июля, происходит отступление кромки льда на восток и его разрежение главным образом за счет вытаивания более тонких льдов. К июлю исчезает лед и во всем Печорском море. Однако Печорское море целиком замерзает редко. Обычно около 1/4 его площади на западе остается свободной ото льда в течение всего года. Теплые атлантические воды служат барьером для льдов, надвигающихся с севера.

Основной источник поступления осадочного материала в Печорское море - река Печора. Кроме того, значительное количество материала поступает в бассейн от абразии, в том числе от термоабразии. Средняя многолетняя величина твердого стока в устье Печоры равна 8.5 млн. т/год, в период половодья проходит 90% стока наносов, средняя мутность воды 65 г/м³ [Романкевич и Ветров, 2001]. Весь осадочный материал аллювиального происхождения поступает вначале в обширную акваторию Печорской губы, а затем уже часть его выносится в Печорское море, с помощью стоковых и приливо-отливных течений. В Печорскую губу осадочный материал поступает еще и за счет термоабразии берегов, в количестве около 1000 м³, что в 4.5 раза меньше твердого стока Печоры [Огородов, 2004; Суздальский и Куликов, 1997].

Размыв голоценовых аккумулятивных форм и термоабразия берегов южного побережья Печорского моря и о-ва Колгуев поставляют большое количество обломочного материала, объем которого можно определить весьма приблизительно. Так от размыва аккумулятивных берегов на участке о-в Песяков - коса Медынский Заворот в береговую зону попадает около 300 тыс. м³ мелкопесчаного материала. От термоабразии Варандейского участка (рис. 6) в море поступает 135 тыс. м³ песка и крупнообломочного материала и 120 тыс. м³ алевритово-глинистого материала [Огородов, 2003; 2004]. Можно предположить, что от размыва берегов и термоабразии на соседнем участке от о-ва Сенгейский до оконечности косы Русский Заворот поступает не меньше, а, скорее всего, больше обломочного материала. Вклад этого участка берега в седиментационный баланс составляет ориентировочно 500 тыс. м³ песка и 250 тыс. м³ алевритово-глинистого материала. Термоабразия берегов о-ва Колгуев поставляет в море не менее 150 тыс. м³ песка, гравия, гальки и 100 тыс. м³ - глинистого материала ежегодно. Таким образом, от разрушения берегов в непосредственно Печорское море поступает около 1 млн. м³ песка и более крупного осадочного материала и около 0.5 млн. м алевритово-глинистого материала. Это соответствует примерно поступлению в море ежегодно 1.6 млн. т. песка и 0.9 млн. т. алевритово-глинистого материала, что в сумме составляет около 2.5 млн. т. терригенного осадочного материала.

В распределении поверхностных отложений наблюдается отчетливая связь между различными типами осадков и рельефом дна. Поэтому картирование поверхностных осадков проводилось по карте рельефа.

В южной части Баренцева моря широко распространены песчаные отложения, которые образуют сплошную полосу, огибающую п-ов Канин и о-в Колгуев и протянувшуюся к востоку вплоть до острова Вайгач (рис. 7).

Береговая зона в Печорском регионе в границах, близких к современным, сформировалась примерно 6 тыс. лет назад, когда уровень моря достиг современных отметок. За истекшее с этого периода время уровень менялся незначительно, а основными рельефообразующими процессами стали волновые и термические. Благодаря длительному динамически активному периоду и наличию на мелководье запасов песчаных наносов широкое распространение также получили крупные аккумулятивные формы: береговые бары и косы.

Рыхлые высокольдистые глинистые, суглинистые и песчаные мерзлые толщи, слагающие побережье на значительном протяжении, способствовали развитию термоабразионных берегов. Скорости отступания берегов в среднем составляют 1-2 м в год: на о. Песяков - 1.0-2.5 м/год, на о. Колгуев -0.6-2.6 м/год [Огородов, 2003], к востоку от о. Варандей -1.8-2.0 м/год [Новиков и Федорова, 1989], в Печорской губе - 0.4-1.2 м/год [Суздальский и Куликов, 1997]. Под влиянием относительно медленного современного потепления некоторые берега района в аномально теплые годы отступают со скоростью до 10 м/год [Каплин и Селиванов, 1999]. В соответствии с данными измерений, несколько сегментов южных берегов арктических островов отступает на 40-50 м/год [Арэ, 1980].

ПРОГНОЗ РАЗВИТИЯ БЕРЕГОВОЙ ЗОНЫ

Наибольший интерес с точки зрения эволюции и динамики берегов в XXI веке представляет южное побережье Печорского моря от мыса Святой Нос до Хайпудырской губы, а также побережье о. Колгуев. На значительном протяжении берега здесь сложены мерзлыми дисперсными отложениями и должны чутко реагировать на потепление климата. Динамика типичных термоабразионных берегов в общем виде определяется сочетанием и взаимодействием термического и волно-энергетического факторов.

Термическое воздействие выражается в передаче энергии к мерзлым породам, слагающим берега, в результате контакта с воздухом и водой, температура которых выше 0°С. Соответственно, чем выше температура воздуха и воды, и чем дольше продолжительность периода с положительными температурами воздуха и контакта с морской водой с положительной температурой, тем заметнее влияние термического фактора на динамику берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами.

Волно-энергетический фактор проявляется в прямом механическом воздействии морских волн на берега. Соответственно эффект влияния этого фактора определяется как интенсивностью, так и продолжительностью штормовых волнений. В свою очередь, интенсивность волнения, в значительной степени, зависит от длины разгона волн (местоположения границы распространения ледового покрова) и продолжительности динамически активного периода, когда акватория свободна ото льда.

В условиях глобального изменения климата и ледовитости арктических морей, прогнозируемых на XXI век, влияние на динамику термоабразионных берегов как термического, так и волно-энергетического факторов неизбежно возрастет, что может привести к существенному увеличению скоростей разрушения берегов.

Еще один важный фактор - повышение уровня моря. В течение XX столетия средняя скорость повышения глобального уровня Мирового океана составляла в среднем 2 мм в год, за последнее десятилетие отмечено увеличение скорости подъема уровня - до 3 мм в год [ACIA, 2002]. Согласно последним сценариям [Павлидис, 2003] наиболее вероятный рост уровня моря за XXI век должен составить около 50 см, т.е. средняя скорость трансгрессии достигнет 4-5 мм в год. Регионально, и, в частности в южных районах Печорского моря, можно ожидать, что за счет тектонической составляющей относительные величины подъема уровня будут несколько выше.

Для участка берега в районе Варандея, включая о-в Песякова и п-ов Медынский Заворот протяженностью около 100 км с помощью метода математического моделирования морфодинамических процессов Леонтьев [Леонтьев, 2004] определил некоторые закономерности в изменении динамики берега в зависимости от повышения уровня моря. Берег на этом участке представляет собой морскую аккумулятивную террасу шириной 2-6 км, которая чаще всего оканчивается у моря уступом высотой от 2 до 9 м. Толща осадков представлена в основном мелкозернистым песком (средний размер около 0.18 мм) с включениями детрита. Льдистость осадков не превышает 5-10%, поэтому процессы термоабразии здесь имеют локальное распространение.

Долгосрочный прогноз эволюции профиля в районе поселка Варандей состоит в том, что при повышении уровня моря в ближайшее столетие на 1 м через 100 лет береговая линия и бровка уступа сместятся вглубь суши на 260-290 м [Леонтьев, 2004]. Современная скорость движения уступа (около 3 м в год) будет практически сохраняться на протяжении первых 50 лет. Затем, однако, произойдет ее некоторое замедление, обусловленное постепенным уменьшением уклона подводной части профиля и, соответственно, ослаблением волнового воздействия на уступ. Таким образом, морфодинамическая система будет стремиться с течением времени к некоторому равновесному состоянию.

Низкие аккумулятивные участки берега о-ва Песякова, согласно расчетам Леонтьева [Леонтьев, 2004], отступят более чем на 0.5 км за столетие, причем в значительной мере за счет затопления в ходе повышения уровня моря. Те участки о-ва Песякова, где к берегу подходит терраса высотой 4-6 м, сместятся на 200 м, а те, где высота террасы составляет 8-10 м отступят только на 60-80 м. Похожие изменения произойдут, по-видимому, на п-ве Русский Заворот.

Более заметное влияние повышение уровня моря может оказать на низменные аккумулятивные, лайдовые и дельтовые берега. В случае если скорость повышения уровня моря превысит скорости осадконакопления, на таких берегах к концу XXI века следует ожидать затопления обширных площадей суши.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Айбулатов Н.А., Дунаев Н.Н., Никифоров C.Л. и др. Геоэкология шельфа и берегов морей России. М.:ГЕОС, 2000. 780 с.

2. Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов. М.: Наука, 1980. 158 с.

3. Былинский Е.Н. Влияние гляциоизостазии на развитие рельефа Земли в плейстоцене. М.: Изд-во Нац. Геофизического Комитета РАН, 1996. 212 с.

4. Вейнбергс И.Г., Стелле В.Я., Саввaumoв А.С., Якубовская И.Я. Позднечетвертичная история развития побережья Печорского моря // Корреляция палеогеографических событий: Материк-шельф-океан. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 106-112.

5. Ионин А.С., Павлидис Ю.А., Юркевич М.Г. Морфогенетическая классификация форм рельефа шельфа Мирового океана // Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана. М.: Наука, 1990. С. 24-50.

6. Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменения уровня морей России и развитие берегов: прошлое, настоящее, будущее. М.: ГЕОС, 1999. 299 с.

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

8. 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.

9. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск: Наука, 1995. 197 с.

10. Новиков В.Н., Федорова Е.В. Разрушение берегов в юго-восточной части Баренцева моря // Вестник МГУ Сер. 5. География. 1989. № 1. С. 64-68.

11. Огородов С.А. Морфодинамическое районирование береговой зоны Печорского моря // Геоморфология. 2003. № 1. С. 72-79.

12. Огородов С.А. Морфолитодинамика береговой зоны Варандейского района Печорского моря в условиях техногенного прессинга // Геоэкология. 2004. № 3. С. 273-278.

13. Павлидис Ю.А. Возможные изменения уровня океана в начале третьего тысячелетия // Океанология. 2003. Т. 43. № 3. С. 441-446.

14. Павлидис Ю.А., Никифоров С.Л., Дунаев Н.Н., Артемьев А.В. Подводные террасы Печорского моря // Океанология. 2002. Т. 42. № 6. С. 894-901.

15. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. М.: ГЕОС. 1998. 198 с.

16. Павлидис Ю.А., Богданов Ю.А., Левченко О.В. и др. Новые данные о природной обстановке в Баренцевом море в конце валдайского ледниковья // Океанология. 2005. Т. 45. № 1. С. 92-106.

17. Печорское море. Опыт системных исследований. М.: Издательская группа "Море", 2003. 486 с.

18. Романкевич Е.А., Ветров А.А. Цикл углерода в арктических морях России. М.: Наука, 2001. 301 с.

19. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: КНЦРАН, 1993.73 с.

20. Суздальский О.В., Куликов И.В. Ландшафтно-литодинамическая схема Печорской губы // Вопросы картирования прибрежного мелководья Баренцева и Белого морей. СПб.: Недра, 1997. С. 72-83.

21. Тарасов Г.А., Погодина И.А., Хасанкаев В.Б. и др. Процессы седиментации на гляциальных шельфах. Апатиты: К.НЦ РАН, 2000. 473 с.

22. Тектоническая карта Баренцева моря и северной части Европейской России // Институт литосферы РАН, 1996.

23. ACIA, Impacts of Warming Arctic: Arctic Climate Impact Assessment. Cambridge University Press, 2002. 140 p.

24. Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy of Marresale, Yamal Peninsula, Russia: New constraints on the footprint of the Eurasian ice sheet // Geology. 1999. V. 27. P. 807-810.

25. Nikiforov S., Pavlidis Yu., Rahold V. Morphogenetic classification of the Arctic coastal seabed // Berichte zur Polar und Mceresforschung. Reports on Polar and Marine Research. Arctic Coastal Dynamics, Bremerhaven, FRG. AWI. № 443. 2003. P. 89-92.

26. Nikiforov S., Pavlidis Yu., Rachold V. et al. Morphogenetic classification of the Arctic coastal zone // Geo-Marine Letters. 2005. V. 25. № 2. P. 89-97.

27. Pavlidis Yu.A., Dunaev N.N.. Nikiforov S.L Sediment sequence of the Southern Novaya Zemlya Trough (the Pechora Sea), its facial and stratigraphic interpretation // Berichte zur Polar und Meeresforschung. Bremerhaven, FRG. AWI. 2005. V. 261. 127 p.

28. Polyak L, Gataulin V., Okuneva O., Stelle V. New constrains on the limits of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum based on borehole stratigraphy from the Pechora Sea // Geology. 2000. V. 28. № 7. P. 611-614.

The Pechora Sea: Past, Modern State and Future

Yu.A. Pavlidis, S.L. Nikiforov, S.A. Ogorodov, G.A. Tarasov

The basic stages of seabed development of the Pechora Sea in Late Quaternary time are considered. It is established, that during sea level rise that corresponds to Mikulino interglacial warmest period, the Pechora Sea was presented by a more extensive, compared to the present, marine area including flooded mouth and valleys of rivers. During the last Valdai glacial period, the Pechora Sea did not exist in modern boundaries. Only narrow area of seabed along the southern coast of Novaya Zemlya Island could be developed to underwater environment. This area was connected with tectonic trench where normal marine accumulation of sea deposits did not stop during the entire Late Pleistocene and Holocene. During these periods the drained seabed area was removed by large amounts of sand deposits. In 21st century, the coastal changes could influence mainly Russian Zavorot Isl., Pesjakova Isl., Varandey area, MedinskiyZavarot peninsula where coastal retreat up to 0.5 km can occur.

Ссылка на статью:

Павлидис Ю.А., Никифоров С.Л., Огородов С.А., Тарасов Г.А. Печорское море: прошлое, настоящее, будущее // Океанология. 2007. Том 47. № 6. С. 927-939.