«МОРФОЛИТОДИНАМИКА ПОБЕРЕЖЬЯ И ШЕЛЬФА ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАРЕНЦЕВА МОРЯ ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ

НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ

«АЭРОГЕОЛОГИЯ»

На правах рукописи

Т.Ю. Репкина

mailto:[email protected]

МОРФОЛИТОДИНАМИКА ПОБЕРЕЖЬЯ И ШЕЛЬФА

ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАРЕНЦЕВА МОРЯ

25.00.25. - Геоморфология и эволюционная география Диссертация на соискание ученой степени кандидата географических наук

Научный руководитель:

кандидат географических наук В.И. Мысливец МОСКВА, Введение

Список сокращений

Глава 1. Физико-географические условия развития морфолитодинамических процессов

1.1. Орогидрография

1.2. Климатические и гидрометеорологические условия

1.3. Ландшафтные условия

Краткие выводы

Глава 2. Морфоструктурные условия

Краткие выводы

Глава 3. Геоморфологические и литолого-геокриологические условия..... 3.1. Геоморфологические условия

3.1.1. Геоморфологические условия суши

3.1.2. Геоморфологические условия шельфа

3.2. Литолого-геокриологические условия

3.2.1. Критерии оценки устойчивости пород

3.2.2. Литолого-геокриологические условия суши

3.2.3.Литолого-геокриологические условия шельфа

Краткие выводы

Глава 4. Методика морфолитодинамических исследований

4.1. Методика морфолитодинамического дешифрирования материалов дистанционного зондирования

4.2. Методика типизации морфолитодинамических обстановок

4.2.1. Методика типизации морфолитодинамических обстановок суши....... 4.2.2. Методика типизации морфолитодинамических обстановок береговой зоны и шельфа

4.2.2.1. Методика морфолитодинамической типизации устьевых областей рек и берегов

4.2.2.2. Методика типизации морфолитодинамических обстановок шельфа

4.3. Методика выявления преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества и оценки интенсивности питания береговой зоны

4.3.1. Методика выявление преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества

4.3.1.1. Методика выявление преобладающих направлений и интенсивности перемещения вещества на суше

4.3.1.2. Методика изучения основных путей перемещения осадочного материала в береговой зоне и на шельфе

4.3.2. Методика оценки интенсивности поступления осадочного материала в береговую зону

4.3.2.1. Методика оценки поступления материала со стоком рек

4.3.2.2. Методика оценки поступления материала с берегового уступа.......... 4.3.2.3. Методика оценки поступления материала от других источников....... 4.4. Методика выявления сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и оценки возможности возникновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций

4.5. Методика морфолитодинамического районирования

Краткие выводы

Глава 5. Морфолитодинамика побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря

5.1. Морфолитодинамическая обстановка и преобладающие направления перемещения вещества

5.1.1. Канинская область

5.1.2. Новоземельско-Вайгачская область

5.1.3. Баренцевоморская область

5.1.4. Печорская область

5.2. Особенности сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и экстремальные морфолитодинамические ситуации .............. 5.2.1. Сезонная ритмичность

5.2.2. Проявления экстремальных морфолитодинамических ситуаций........ Краткие выводы

Заключение

Список использованной литературы

Район исследования охватывает территорию между 42о и 60о в.д. и 68о и 72о с.ш., то есть юго-восточную часть Баренцева моря с окаймляющей его сушей.

Актуальность темы обусловлена необходимостью комплексной оценки морфолитодинамики региона для прогноза его развития в условиях изменяющегося климата и начала промышленного освоения. В настоящее время такая оценка, охватывающая шельф и прилегающую сушу, отсутствует, хотя отдельные морфолитодинамические процессы в регионе достаточно хорошо изучены. В методическом отношении выбор района обусловлен дифференцированностью его природных условий, что определяет существенное разнообразие морфолитодинамических обстановок.

Целью работы является региональная характеристика морфолитодинамики побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря и выявление закономерностей проявления морфолитодинамических процессов. Под морфолитодинамикой в работе понимается направленность, особенности проявления, интенсивность и распределение в пространстве и времени комплекса экзогенных процессов, которые приводят к перемещению и/или преобразованию вещества литосферы, создают и преобразуют формы рельефа. Такой подход, по сути, близок к идеям, развивающимся в геоморфологии с шестидесятых годов прошлого века. При этом совместное изучение побережья и шельфа позволяет проследить потоки вещества, связывающие сушу, береговую зону и глубоководные участки шельфа.

В связи с этим решались следующие задачи:

1. Комплексная оценка условий развития морфолитодинамических процессов и определение значимости при этом эндогенных и экзогенных факторов.

2. Выявление закономерностей проявлений морфолитодинамических процессов:

- типизация морфолитодинамических обстановок прибрежной суши, береговой зоны и шельфа, то есть выявление участков, характеризующихся определенной направленностью (денудация - транзит - аккумуляция), комплексом и интенсивностью морфолитодинамических процессов;

- выявление направления и интенсивности основных потоков перемещения вещества, в том числе оценка интенсивности поступления на шельф осадочного материала;

- выявление особенностей сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и оценка возможности возникновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций;

- морфолитодинамическое районирование территории.

Методы решения каждой из задач определяются спецификой объекта исследования и степенью его изученности.

Объект исследования включает прибрежную сушу от водоразделов средних (площадь водосборного бассейна менее 20 тысяч км2) рек, береговую зону и шельф до глубин, где волновые процессы практически не воздействуют на дно. Связывает их целостность потоков вещества и энергии от водоразделов суши (мобилизация материала) через береговую зону к впадинам шельфа (аккумуляция). Направление и интенсивность этих потоков в значительной мере предопределены свойственной зоне контакта суши и шельфа дифференцированностью неотектонических движений, выражением которых является морфоструктурный план территории.

Предметом исследования являются морфолитодинамические процессы (Леонтьев, Лонгинов, 1972, Симонов и др., 1998) и обстановки. Под последними мы понимаем закономерное сочетание определенного комплекса морфолитодинамических процессов и условий их развития, определяющих направление развития рельефа (денудация – транзит – аккумуляция) и особенности морфолитогенеза того или иного участка.

Анализируя факторы формирования морфолитодинамических обстановок региона и особенности его морфолитодинамики, мы попытались сделать акцент на трех фундаментальных свойствах географической оболочки, к которым относят дискретность, целостность (непрерывность) и ритмичность (Григорьев, 1966, Калесник, 1970). Под дискретностью географической оболочки понимается ее вещественная неоднородность, наличие вертикальной и горизонтальной структуры. Ее целостность обеспечивается существованием глобальных круговоротов вещества и энергии, выражающихся в наличии потоков разного масштаба и фазового состояния. Термином «ритмичность» обозначены изменения интенсивности потоков вещества и энергии, носящие как строго ритмичный и квазиритмичный, так и эпизодический, импульсивный характер. При таком подходе наглядно проявляется значимость факторов, определивших морфолитодинамические обстановки региона и место морфолитодинамики в системе природных условий. Это позволяет подойти к проблеме оценки геоэкологических ситуаций, возникающих при взаимодействии природной среды побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря и различных видов природопользования при освоении углеводородных ресурсов (Мысливец, 1995).

Фактический материал. В основу работы положены результаты полевых наблюдений автора в Большеземельской тундре, данные дешифрирования аэро- и космоснимков, анализа разномасштабных топографических и батиметрических карт, результаты расчетов отдельных, наиболее значимых в регионе, элементов приходной части баланса наносов береговой зоны – поступления материала от абразии берегов и с твердым стоком рек, а также анализ литературных данных и различных тематических карт и атласов. Особенностью работы являются: 1) широкое использование материалов дистанционного зондирования для изучения береговой зоны и шельфа; 2) представление основных результатов работы в виде картографической модели, выполненной в электронном виде (формат ArcView 3.2); 3) составление баз данных, включающих характеристики бассейнов и устьевых областей рек и берегов региона.

Предметом защиты является комплексная характеристика морфолитодинамики побережья, береговой зоны и шельфа юго-восточной части Баренцева моря, условий развития и закономерностей проявления морфолитодинамических процессов.

Основные защищаемые положения:

1. Пространственная изменчивость морфолитодинамических обстановок на суше и акватории определяется морфоструктурным планом региона, увеличением суровости и континентальности климата с северо-запада на юго-восток и изменением в том же направлении основных гидрометеорологических характеристик.

2. В регионе преобладают обстановки денудации и транзита. Направления переноса вещества в значительной мере контролируются морфоструктурным планом региона.

Участки современной аккумуляции приурочены к областям новейшего относительного или абсолютного прогибания и зонам смены знака или интенсивности новейших движений. Направления перемещения вещества в эоловых потоках и гидрогенных, в том числе ледовых, потоках на шельфе и связанные с ними участки локальной аккумуляции менее зависимы от морфоструктурного плана.

3. Интенсивность морфолитодинамических процессов во многом зависит от морфоструктурного плана и обусловлена: на суше - сочетанием абсолютной высоты и расчлененности рельефа и устойчивости приповерхностных горизонтов разреза к протаиванию; а на шельфе, в первую очередь, - интенсивностью волнового воздействия и продолжительностью ледового периода. Участки активизации морфолитодинамических процессов на шельфе связаны с усилением течений неволновой природы, повышенной расчлененностью рельефа или низкой устойчивостью приповерхностных отложений.

4. Сезонная ритмичность морфолитодинамических процессов связана с режимом основных гидрометеорологических параметров и изменяется с увеличением континентальности климата с северо-запада на юго-восток. Это определяет сроки активизации морфолитодинамических процессов и некоторые их сущностные черты.

5. Асинхронность периодов наибольшей интенсивности морфолитодинамических процессов на суше (весна – лето – начало осени) и акватории (осень – начало зимы, а на северо-западе региона - весь осенне-зимний период) обусловлена асинхронностью в их пределах климатических и гидрологических сезонов, в том числе сроков ледовых явлений.

Научная новизна работы:

1. Выявлена роль основных эндогенных и экзогенных факторов в формировании морфолитодинамических условий на побережье и шельфе региона.

2. Впервые дана комплексная региональная характеристика морфолитодинамических условий прибрежной суши, береговой зоны и шельфа юго-восточной части Баренцева моря, включающая: их типизацию, оценку направленности и интенсивности основных потоков вещества, в том числе поступления на шельф осадочного материала, выявление особенностей сезонной ритмичности процессов и возможности возникновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций. Проведено морфолитодинамическое районирование:

- на прибрежной суше выделены комплексы преобладающих морфолитодинамических процессов, определены ведущие деструктивные процессы, дана качественная оценка интенсивности морфолитодинамических процессов;

- в береговой зоне проведена подробная типизация берегов и устьев рек; для каждого из выделенных (более 800) участков берега (протяженностью первые километры) дана оценка количества материала, поступающего от абразии берегов и с речным стоком (550 бассейнов), определены преобладающие направления потоков наносов;

- на шельфе выделены зоны с различной интенсивностью и периодичностью волнового воздействия на донные осадки и рельеф дна, а также участки, где на формирование морфолитодинамических обстановок значительное влияние оказывают приливноотливные и постоянные течения и участки возможного развития гравитационных и криогенных процессов.

3. Выявлены региональные закономерности проявлений морфолитодинамических процессов, главными из которых являются их морфоструктурная обусловленность и асинхронность проявления.

4. Составлены карта морфолитодинамики (масштаб 1 : 1 000 000) и схема интенсивности морфолитодинамических процессов (масштаб 1: 2 500 000).

5. Предложен комплекс методов сопряженного анализа морфолитодинамических условий побережья, береговой зоны и шельфа, основанный на использовании материалов дистанционного зондирования не только при исследовании прибрежной суши, но и при изучении береговой зоны и шельфа.

6. Впервые при исследованиях морфолитодинамических процессов последовательно проведен принцип выявления дискретности, целостности и ритмичности морфолитодинамических условий и факторов их формирования, а также изменчивости рельефа.

Практическая значимость работы. Полученная характеристика морфолитодинамических условий побережья, береговой зоны и шельфа юго-восточной части Баренцева моря является одним из важнейших элементов комплексной геоэкологической оценки региона и может быть использована при проектировании, строительстве и эксплуатации хозяйственных объектов (в том числе объектов нефтегазового комплекса, портовых сооружений и т.д.) и для оценки их воздействия на природную среду региона.

Апробация работы. Основные результаты исследований были представлены на Всесоюзных конференциях «Современные проблемы новейшей тектоники и геоморфологии» (Санкт-Петербург, 1997), «Главнейшие итоги изучения четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке» (Санкт-Петербург, 1998), "Геоэкологическое картографирование" (п. Зеленый, 1998), XIII, XIV и XV Международных школах морской геологии (Москва, 1999, 2001, 2003), Международной конференции «Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения» (Москва, 2000). По теме диссертации опубликовано 22 работы. Материалы, представленные в диссертации, были использованы при геоморфологическом и геоэкологическом картографировании в рамках составления комплекта Государственной геологической карты масштаба 1: 1 000 000 листа R-38-40.

Выполненные автором «Карта морфолитодинамики листа R-38-40” масштаба 1 : 000”, “Карта-схема интенсивности экзогенных процессов на суше, шельфе и в береговой зоне” масштаба 1: 2 500 000 (последняя в соавторстве) и текстовые материалы были переданы в Мурманскую Арктическую Геологоразведочную Экспедицию (МАГЭ) и ВНИИОкеангеология. Предлагаемая методика применялась в рамках составления производственных отчетов при геоэкологическом картографировании о. Сахалин (масштабы 1 :

1 000 000, 1 : 500 000, 1 : 200 000).

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения (113 страниц машинописного текста) и списка литературных источников (231).

Работа содержит 35 рисунков и 21 таблицу.

В первой главе дана краткая характеристика физико-географических условий развития морфолитодинамических процессов: орогидрографии, основных климатообразующих факторов и климатических сезонов, выявлены особенности сезонной ритмичности гидрометеорологических параметров и их экстремальные значения, дана оценка соотношений величин редкой повторяемости со среднемноголетними характеристиками, охарактеризованы ландшафтные условия.

Во второй главе охарактеризован морфоструктурный план региона, который является выражением эндогенных факторов формирования морфолитодинамических условий и определяет потенциальную энергию рельефа; приводится краткий очерк истории тектонического развития региона и сведения о современных потоках вещества и энергии эндогенной природы (сейсмичности, современных вертикальных движениях земной коры, тепловом потоке).

В третьей главе дана характеристика геоморфологических и литологогеокриологических условий развития морфолитодинамических процессов. Описаны особенности геоморфологического строения суши и шельфа, выявлена их морфоструктурная обусловленность. На суше, где морфолитодинамические процессы развиваются в условиях повсеместного распространения многолетнемерзлых пород различной сплошности, для каждого генетического типа рельефа дана характеристика преобладающего состава, льдистости и температуры приповерхностных пород и отложений, определяющих их устойчивость к воздействию различных морфолитодинамических агентов. На шельфе описаны особенности распределения современных донных осадков, выявлены характерные черты строения подстилающих их отложений и степень их криогенной переработки. Приведены данные о физико-механических свойствах приповерхностных пород и отложений суши и шельфа, дана оценка их литолого-геокриологической устойчивости.

В четвертой главе охарактеризованы методы, использованные в работе для решения поставленных задач: типизации морфолитодинамических обстановок прибрежной суши, береговой зоны и шельфа, оценки интенсивности морфолитодинамических процессов и выявления преобладающих направлений перемещения вещества и сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов, принципы морфолитодинамического районирования.

Кратко охарактеризованы особенности методики использования при морфолитодинамических исследованиях аэрофото- и космических снимков. Особое внимание уделено методике оценки поступления осадочного материала в береговую зону, описаны использованные в работе методы расчета поступления материала со стоком рек и от абразии берегов.

Приведено описание баз данных.

В пятой главе для выделенных морфолитодинамических областей (Канинской, Вайгачско-Новоземельской, Баренцевоморской и Печорской) дана характеристика морфолитодинамических обстановок и преобладающих направлений перемещения вещества на прибрежной суше, в береговой зоне и на шельфе, описаны особенности сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов. Охарактеризованы возможные причины возникновения в регионе экстремальных морфолитодинамических ситуаций и их последствия.

В заключении сделаны основные выводы.

Работа выполнена в Федеральном государственном унитарном научнопроизводственном предприятии (ФГУНПП) «Аэрогеология» под руководством ведущего научного сотрудника кафедры геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ кандидата географических наук В.И. Мысливца, которому автор выражает глубокую признательность.

Автор очень признателен сотрудникам кафедры геоморфологии и палеогеографии за неизменную поддержку в работе. Автор благодарит к.г.н. И.Г. Авенариус за радость многолетней совместной работы и консультации. Автор очень признателен д.г.н., профессору В.Н. Адаменко, д.г.н. Л.А. Строкиной, к.г.-м.н. Г.Ф. Гравису, к.г.-м.н. Н.Н. Дунаеву, к.г.н. И.В. Адаменко за ценные советы и замечания при работе над различными разделами рукописи, к.г.-м.н. А.Ю.Егорову и к.г.-м.н. М.К. Багиняну за предоставленную возможность работы над диссертацией, Р.Р. Атласову, С.Н. Калачеву, Н.М. Лион, Л.А. Львовой, к.г.н. Е.П. Сорокиной, А.Д. Шакину за помощь на различных этапах работы.

– Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН ИО РАН – материалы дистанционного зондирования МДЗ – многолетнемерзлые породы ММП – подводный береговой склон ПБС – сезонномерзлый слой СМС СТС – физико-механические свойства ФМС Глава 1. Физико-географические условия развития морфолитодинамических В орографическом отношении территория отчетливо делится на несколько областей. На суше это – северная часть полуострова Канин, северное побережье Печорской низменности и остров Колгуев и острова Южный (Новая Земля) и Вайгач, а на акватории – юго-восточный борт Центрально-Баренцевской впадины, Печороморская равнина, а также Приканинский, Привайгачский и Приновоземельский (с Южно-Новоземельским желобом) участки (см. приложение 1, рис. 12).

В орографии прибрежной суши выделяются две зоны линейных поднятий северозападного простирания: кряж Поэ на полуострове Канин (с абсолютными отметками до 200 м) и цепь низкогорий и возвышенных равнин островов Южный и Вайгач (высота междуречий уменьшается здесь с севера на юг от 500 до 100 м). Низкогорья и возвышенные равнины играют роль орографических барьеров на пути приходящих с запада теплых воздушных масс, существенно влияют на климатические, мерзлотные и ландшафтные условия района и определяют положение границы водосборного бассейна юго-восточной части Баренцева моря. Остальная суша: север Печорской низменности и остров Колгуев - характеризуется равнинным рельефом. Вблизи берега развиты низменные, заболоченные и заозеренные равнины с отметками междуречий до 60 м. Вглубь суши они сменяются холмистыми возвышенными равнинами, расчлененными многочисленными небольшими реками и ручьями, с характерными высотами междуречий от 130 до 200 м. В Печорской низменности по вытянутым водораздельным грядам проходит граница водосборных бассейнов р. Печора и средних и малых рек, впадающих непосредственно в Баренцево море.

Барьерная роль этих гряд невелика.

Коэффициент густоты речной сети составляет от 0,6 до 1,0 км/км2 на возвышенных участках и от 0,2 до 0,5 км/км2 на приморских низменностях. Преобладают малые реки и ручьи длиной менее 10 км с площадью бассейна не более 200 км2. На территории исследования насчитывается всего 15 рек с площадью бассейна более 1000 км2. К ним относится одна из крупнейших рек Европейской части России - р. Печора. Для большинства равнинных рек характерны широкие пойменные долины с террасированными склонами. Продольные профили рек хорошо выработанные, близки к профилю равновесия. Течение рек спокойное. На островах Южный и Вайгач и в районе кряжа Поэ на полуострове Канин, где коренные породы залегают близко к поверхности, развиты полугорные и горные реки со значительными уклонами, порожистым руслом, как правило, V-образным поперечным профилем и быстрым течением. Водосборы рек, особенно в пределах приморских низменностей, заозеренны и заболочены. Заозеренность водосборов составляет 5-10% и более. Преобладают термокарстовые озера, в долинах рек многочисленны старичные, а в прибрежной полосе – остаточные озера. Озера, как правило, невелики по площади (от 0,2до 2,0 км2) и мелководны (средние глубины - 0,5-3,0 м, максимальные – 4-5 м). Лишь на приморских низменностях Печорской равнины площадь отдельных озер достигает км2, а максимальные глубины - 10-15 м. В районах сосредоточения озер реки образуют озерно-речные системы. Заболоченность водосборов составляет около 5-6%. Наиболее распространены верховые, а в долинах рек – низинные болота (Ресурсы...., 1972).

Для подводного рельефа характерна значительная расчлененность и неоднородность. Максимальные глубины достигают отметок 280 м, а их наибольшие перепады местами составляют 200 м. На гидро- и литодинамические условия шельфа наибольшее влияние оказывают следующие орографические факторы: 1) наличие на крайнем северо-западе акватории цепочки крутосклонных возвышенностей северо-восточной ориентировки (Северо-Канинское и Гусиное плато) с минимальными глубинами 50-70 м, отделяющих Центрально-Баренцевскую впадину (глубины более 300 м) от более мелководной (глубины до 120 - 160 м) юго-восточной части акватории; 2) мелководность (глубины до 100 м) и относительная выровненность шельфа Печороморской равнины; 3) высокая расчлененность и контрастность подводного рельефа Привайгачского и Приновоземельского районов, осложненных замкнутыми и полузамкнутыми крутосклонными впадинами, крупнейшая из которых - Южно-Новоземельский желоб с четкими склонами и абсолютными отметками днища до 200 м. Вдоль его западной периферии выделяется цепочка пологосклонных возвышенностей с минимальными глубинами от 120 до 50 м.

1.2. Климатические и гидрометеорологические условия Регион полностью расположен в атлантической области субарктического климатического пояса (Алисов, Полтараус, 1974). Специфика его климатических условий определяется положением в высоких широтах, поступлением с юго-запада теплых атлантических вод Нордкапской ветви Северо-Атлантического течения и интенсивной фронтальной деятельностью, в значительной мере связанной с особенностями циркуляции водных масс.

Высокоширотное положение региона определяет незначительные величины поступления суммарной солнечной радиации и ее высокую внутригодовую изменчивость, связанную с явлениями полярного дня (май-июль) и полярной ночи (ноябрь-декабрь). Значимые среднемесячные величины поступления суммарной солнечной радиации отмечаются с марта по сентябрь, с максимумом в июне (12-14 ккал/см2), а положительные значения радиационного баланса - с апреля (на севере региона - с мая) по сентябрь.

Поступление с юго-запада теплых атлантических вод существенно изменяет зональное распределение радиационного баланса, оказывает, особенно в зимний период, значительное отепляющее воздействие, обусловливает нарастание континентальности и суровости климата с северо-запада на юго-восток.

Специфика атмосферной циркуляции определяется взаимодействием Исландского барического минимума, полярной области высокого давления и Сибирского антициклона и их сезонной изменчивостью. Баренцево море в течение всего года находится под влиянием воздушных масс арктического и атлантического происхождения, поэтому в регионе, особенно в зимний период, интенсивна фронтальная деятельность, более активная в зимний период. К холодному времени года приурочена и максимальная повторяемость циклонов. Зимой над юго-восточной частью региона может формироваться холодный континентальный полярный воздух.

Режим гидрометеорологических элементов охарактеризован в многочисленных справочных изданиях и атласах (Агроклиматический..., 1972, Атлас..., 1965, Атлас..., 1980, Атлас опасных..., 1980, Атлас...,1985, Атлас..., 1997, Ветер..., 1974, Гидрометеорологические...., 1984, Гидрометеорологические..., 1985, Гидрометеорология..., 1990, Ресурсы…, 1965, Ресурсы…, 1972, Ресурсы…, 1974, Ресурсы…, 1979, Режимные..., 1965) и публикациях (Архипов, Попов, 1996, Булушев, Сидорова, 1994, Естафьев, 1971, Зубакин, 1987, Максимов, 1937, Михайлов, 1997, Печорское...., 2003, Полонский, 1984, Романкевич, Ветров, 2001, Танцюра, 1973, Филенко, 1974, Щербинин, 2001, 2003 и другие работы). Наиболее важные сведения о режимных характеристиках, использованные в работе, вынесены в приложения (см. приложение 2, рисунки 13 – 18, таблицы – 17 – 20). Ниже даны лишь основные выводы, сделанные на базе анализа этих данных.

Суммарное воздействие климатообразующих факторов определяет сроки климатических сезонов: зима – ноябрь-апрель, весна – май-июнь, лето – июль-август, осень – сентябрь-октябрь, внутригодовое распределение гидрометеорологических элементов, сезонную изменчивость термохалинной структуры и динамики водных масс (табл. 1). Характерны относительно теплая зима (среднемесячная температура воздуха в январе понижается с северо-запада на юго-восток от –4о до –20о) и прохладное лето (температуры июля о – 12о), высокая в течение всего года влажность воздуха (80-85% зимой и 75-90% летом) Соотношения климатических и гидрологических сезонов по данным различных авторов Климатические Гидрологические:

конвективное перемешива- шение скорости постоянженность стрежней основ- термохалинных харакние, относительное умень- ных течений до годового (по: распределезимняя межень от даты понию стока, уровявления устойчивых ледо- летняя межень (включая периоды паводков) до даты ней воды и ледовых явлений или от конца весеннее половодье появления устойчивых ледовых явлений или конца вых явлений) (Ресурсы..., 1972) и облачность (зимой – около 8 баллов, летом – до 9 баллов). Осадки часты в течение всего года с максимумом повторяемости в осенне-зимний период (30-35% - в октябре, 25-40% в январе), их интенсивность невелика. Максимальное количество осадков выпадает на акватории в осенне-зимний период, преимущественно в сентябре-октябре, а на прилегающей суше - в июле-августе (см. приложение 2, рис. 13). Жидких осадков за год выпадает 50-60%, твердых – 25-30%, смешанных (мокрый снег, снег с дождем) – 10-15%. Максимальная высота снежного покрова на водоразделах - 30-40 см.

Основная часть годового стока рек и поступления аллювиальной взвеси приходится на период весеннего половодья, остальная – почти полностью на летне-осенний период, в эти же периоды увеличивается эрозионная способность рек (см. приложение 2, рис. 13, рис. 14, табл. 17, табл. 18). Значительные, особенно в осенне-зимний период, скорости ветра определяют высокую интенсивность волновых и эоловых процессов. Зимой преобладают юго-западные и южные ветры, которые являются и наиболее сильными (8-10 м/с);

весной характерны ветры переменных направлений с преобладанием северо-западных и северных, средняя скорость по всем направлениям - 6-7 м/с; летом преобладают ветры северной половины горизонта, средняя скорость по всем направлениям - около 6 м/с; в начале осени ветровой режим неустойчив, к октябрю преобладающими и наиболее сильными (7-8 м/с) становятся ветры «зимних» направлений (см. приложение 2, рис. 15).

Основные черты сезонной изменчивости термохалинной структуры и циркуляции на акватории определяют осенне-зимняя конвекция и образование в летний период сезонного термоклина, который наблюдается с июня по ноябрь. Наиболее отчетливо термическая стратификация водных масс (см. приложение 2, рис. 16) выражена в августесентябре. Глубина залегания термоклина (30 м на северо-западе акватории, 20 м – в центральной части и 10 м на юго-востоке) определяется интенсивностью волнового перемешивания и наличием в юго-восточной части акватории скачка плотности, возникающего за счет растекания в поверхностном слое речных вод, в первую очередь, вод р. Печора.

Заметные сезонные изменения гидрологических и гидрохимических характеристик происходят, в основном, в верхнем квазиоднородном горизонте и слое термоклина. На больших глубинах сезонные изменения температуры и солености связаны, в основном, с сезонными колебаниями интенсивности притока атлантических вод.

Существенное воздействие на морфолитодинамическую обстановку в береговой зоне оказывают на юго-западе региона приливно-отливные, а на юго-востоке – сгоннонагонные колебания уровня моря. Амплитуды максимальных суммарных колебаний уровня на западе акватории - более 4 м, а на востоке – около 2 м. Интенсивность суммарных поверхностных и придонных течений обеспечивает на большей части акватории высокую активность морфолитодинамических процессов и возможность переноса алевропелитового материала, а на мелководье и в ряде проливов – песков и более крупных фракций (см. приложение 2, рис. 17, табл. 19). На открытой акватории за длительный период времени результирующий перенос водных масс и, весьма вероятно, льдов происходит по направлениям основных струй постоянных течений. Траектории переноса за периоды синоптического масштаба определяются конкретными гидрометеорологическими ситуациями, в первую очередь, действующими ветрами. Пространственное и временное распределение и морфометрия ледового покрова определяют его существенное участие в морфолитодинамических процессах (см. приложение 2, рис. 18, табл. 20).

Специфической чертой климата является его высокая изменчивость, определяющая разномасштабную ритмичность гидрометеорологических условий (табл. 2, табл. 3) и, тем самым, интенсивность и режим морфолитодинамических процессов на суше и акватории.

В настоящее время в результате изменения климата гидрологические и ледовые характеристики в Арктике претерпевают заметные изменения и начинают приближаться к обстановкам наиболее теплого в голоцене периода - атлантического оптимума. Если потепление будет продолжаться, это неизбежно приведет к уменьшению ледовитости, активизации гидродинамических и морфолитодинамических процессов, в том числе увеличению интенсивности волнового воздействия на берега и дно (Печорское, 2003). Однако однозначного мнения об устойчивости тенденций изменения климата в Арктике нет.

В результате сочетания климатических и орографических условий на суше сформировались преимущественно арктические (на островах Южный и Вайгач) и субарктические (на остальной территории) тундровые ландшафты (рис. 1), развивающиеся в условиях повсеместного распространения многолетнемерзлых пород различной сплошности.

Отличительной особенностью арктических тундр является наличие оголенных грунтов, которые занимают около 50 % площади. В составе растительности преобладают мхи и лишайники, присутствуют низкорослые кустарнички, очень слабо развит травяной ярус. Моховая дернина с отдельными злаковыми и цветковыми растениями располагается по морозобойным трещинам вокруг пятен голого грунта. Корневая система растений практически не закрепляет поверхности почвы, а максимальная фитомасса составляет 0, тыс. т/км2 (Атлас..., 1974). Здесь формируются арктические тундровые почвы с преимущественно маломощным (2-3 см) гумусовым горизонтом.

Соотношения экстремальных, средних и/или минимальных значений (по: Ресурсы…, 1972, Гидрометеорология…, 1990 и другим работам) Речной Уровень в половодье реках сезонная повторяеВетер мость скорости ветра Течения, горизонте скорость суммарные на примаксимальная измеренная / средняя измеренная 2,5-5, приливно-отливные максимальная измеренная / средняя измеренная 1,5-2, Ледовый Тенденции сезонной изменчивости основных гидрометеорологических параметров Уровень моря ливов повторяемость нагонов повторяемость средняя (I-II) Течения (скорость) постоянные годовой максимум годовой Ледовый покров Рис. 1. Ландшафтное районирование побережья юго-восточной части Баренцева моря (по: Ландшафтная..., 1989, Атлас..., 1979) Условные обозначения: типы ландшафтов: равнинные (А – низменные, Б – возвышенные): арктические: 1 – арктотундровые; субарктические:

2 – тундровые типичные (травяно-моховые), переходные к арктической тундре, 3 – тундровые типичные (травяно-моховые), 4 – тундровые кустарниковые северные (мелкоерниковые), 5 – тундровые кустарниковые южные (крупноерниковые), 6 – лесотундровые; бореальные: 7 – северотаежные; гидроморфные комплексы: 8 – речные поймы и дельты; границы: ландшафтных: 9 – зон, 10 – подзон; 11 - ландшафтов; 12 – водосборов малых и средних рек бассейна юго-восточной части Баренцева моря, 13 - района работ; 14 – береговая линия На северном побережье Печорской низменности и острове Колгуев развиты типичные травяно-моховые тундры с многочисленными кустарничками и стелющимися кустарниками (преимущественно ивы). Высота растительности определяется мощностью снежного покрова, поэтому крупные (высотой до 1 м) кустарники развиты только в низинах, долинах ручьев и по берегам озер. Моховая дернина (мощностью 5-7 см, местами до см) или лишайниковый покров, как правило, перерывают почву сплошным слоем. Однако на открытых возвышенных малоснежных участках отмечаются и оголенные грунты, чаще всего приуроченные к пятнам-медальонам. Корневая система растений развита умеренно.

Максимальная фитомасса составляет в пределах подзоны 2,5 тыс. т/км2, а максимальная масса отмершей подземной части растений - 2,25 тыс. т/км2, из которых 85-90% приходится на мхи и лишайники. В подзоне типичных тундр преобладают тундровые глеевые почвы с маломощным (2-5 см) торфяно-гумусовым горизонтом, а на пониженных участках – тундровые торфяно-глеевые почвы.

На полуострове Канин, в Малоземельской тундре у южной границы территории исследования и в долине р. Печора развиты мелкоерниковые тундры, в составе растительности которых кроме мхов, лишайников, многолетних травянистых растений и мелких кустарничков, присутствуют карликовая береза (ерник), кустарниковые виды ивы и ольхи.

Значения фитомассы близки к характерным для типичных тундр, но масса корневой системы растений возрастает примерно в 1,5 раза (около 0,625 тыс. т/км2). Возрастает и закрепленность почвенного горизонта, как правило перекрытого сплошным моховым, лишайниковым или дерново-моховым покровом. В пределах подзоны преобладают тундровые глеевые почвы с достаточно мощным (до 15 см) торфяно-гумусовым горизонтом.

Ландшафтное районирование акватории, сопоставимое по детальности с аналогичными работами для прилегающей суши, отсутствует. На наиболее детальной схеме физико-географического районирования, выполненного Г.В.Горбацким (1970), вся территория исследования полностью отнесена к Колгуевско-Вайгачскому району, для которого характерны акваландшафты припайных и дрейфующих льдов.

1. В орографическом отношении обособляются четыре области, различающиеся абсолютными отметками и относительными превышениями рельефа. Три из них: Канинская, Новоземельско-Вайгачская и Печорская - включают сушу и шельф, а четвертая, Баренцевоморская, - только шельфовые равнины. Это определяет генеральные черты дискретности условий развития морфолитодинамических процессов и их своеобразие в каждой из областей.

2. Низкие в течение всего года температуры воздуха обусловливают наличие современной и сохранение реликтовой многолетней мерзлоты, наличие многомесячного ледового и снежного покрова и формирование полярного типа морфолитогенеза.

3. Увеличение континентальности и суровости климата с северо-запада на юго-восток, связанное с отепляющим влиянием атлантических вод, в совокупности с особенностями орографии определяет изменение в том же направлении режима основных гидрометеорологических элементов, что оказывает существенное влияние на дискретность условий развития морфолитодинамических процессов.

4. Наличие отчетливо выраженных климатических и гидрологических сезонов и их асинхронность на суше и акватории определяют своеобразный, особенно в переходные сезоны, характер ритмичности морфолитодинамических процессов, которая также изменяется с северо-запада на юго-восток.

5. Основными факторами, лимитирующими развитие морфолитодинамических процессов, являются: на суше - режимы температуры, увлажнения и снежного покрова, определяющие состояние сезонно-талого слоя, и продолжительность ледового периода на реках; в береговой зоне - ледовые сроки, в первую очередь, сроки формирования и разрушения припая и сезонные колебания температур воздуха и воды, определяющие сроки промерзания береговых уступов, пляжа и подводного берегового склона; на шельфе - ледовые сроки.

6. В связи со значительной изменчивостью гидрометеорологических параметров, необходимо особое внимание обращать на морфолитодинамические последствия проявлений их экстремальных значений.

7. Преобладание арктических и субарктических тундровых ландшафтов создает благоприятные условия для развития морфолитодинамических процессов и обусловливает замедленный характер восстановления растительного и почвенного покровов после разрушения. Лимитирующее воздействие растительного покрова на интенсивность процессов уменьшается с нарастанием суровости климата с юга и запада на север и восток.

Побережье и шельф юго-восточной части Баренцева моря расположены в пределах Евро-Азиатской плиты. На территории исследования выделяются две коллизионные складчатые зоны - байкальская Канино-Тиманская и раннекимерийская – ПайхойскоНовоземельская (Тектоническая..., 1996), между которыми располагаются осадочные бассейны - Южно-Баренцевская впадина Свальбардской плиты и Печорская синеклиза Тимано-Печорской плиты (рис. 2). Развитие этих структурно-тектонических областей на новейшем этапе предопределило генеральные черты морфоструктурного плана региона.

В работе морфоструктура рассматривается как выраженная в современном рельефе новейшая тектоническая структура. В методическом отношении мы опирались на многолетние разработки кафедры геоморфологии географического факультета МГУ (Симонов, Лукашов, 1963, Шубина, Аристархова, 1965, Никифоров, 1977). Результаты морфоструктурного анализа дополнялись геолого-геофизическими данными, в том числе сведениями о сейсмичности (Ассиновская, 1994, Юдахин и др., 2002). Морфоструктурный план территории, выявленный на основе анализа рельефа и геолого-геофизической информации, отражает направленность и интенсивность новейших тектонических движений в пределах как площадных, так и линейных (морфолинеаменты, далее - линеаменты) структур. Морфолинеаменты, как правило, соответствуют тектоническим нарушениям и/или флексурам разной активности в новейшее время.

Морфоструктурная карта (см. приложение 3, рис. 19) составлена на основании морфоструктурного анализа топографических и батиметрических карт, включавшего рисовку морфоизогипс и морфоизобат и выделение линеаментов, а также данных морфоструктурного дешифрирования материалов дистанционного зондирования (МДЗ). Методика сопряженного анализа картографических материалов и МДЗ изложена в ряде публикаций (Авенариус, Лукьянова, 1978, Авенариус, Трещов, 1985). Совместный анализ геоморфологического строения, мощностей новейших отложений (Крапивнер и др., 1986, Гриценко, Крапивнер, 1989, Вейнбергс и др., 1995, Мельников, Спесивцев, 1995, Тарасов и др., 2000, Государственная...., 2003), плановых очертаний и сочетаний морфоструктурных элементов и геолого-геофизических данных позволил провести морфоструктурное районирование и оценить интенсивность и направленность (в условных баллах) новейших вертикальных тектонических движений (Авенариус и др., 1998а, Авенариус и др., 1999).

В большинстве случаев морфоструктуры ограничены линеаментами, выраженными в современном рельефе и, следовательно, в той или иной мере активными в новейшее Рис. 2. Тектоническая схема побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря (по: Шипилов, Тарасов, 1998, Милановский, 1987) Условные обозначения: 1 – границы структурных элементов первого порядка: Восточно-Европейская платформа: I – Балтийский щит, II – Мезенская синеклиза; Тимано-Печорская плита: III – Канино-Тиманская складчатая зона, IV – Печорская синеклиза; Уральский складчатый пояс: V – складчатое сооружение Урала, VI – Предуральский краевой прогиб; Пайхойско-Новоземельский складчатый пояс: VII Пайхойско-Новоземельская складчатая система, VIII – Предпайхойский прогиб; Свальбардская плита: IX – Южно-Баренцевская впадина; – границы структурных элементов второго порядка: 1 – Канинско-Северо-Тиманский мегавал, 2 – Нерицкая моноклиналь, 3 - МалоземельскоКолгуевская моноклиналь, 4 - Печоро-Колвинский мегавал, 5 - Шапкино-Юръяхинский мегавал, 6 - Денисовский прогиб, 7 - Колвинский мегавал, 8 - Хорейверская впадина, 9 - вал Сорокина, 10 - Варандей-Адзъвинская структурная зона, 11 - Косью-Роговская впадина, 12 - поднятие Чернова, 13 - Коротаихинская впадина, 14 – Кольская моноклиналь, 15 - Предновоземельский прогиб; 3 – основные антиклинальные поднятия и месторождения углеводородов; 4 - береговая линия; 5 – изобаты через 50 м; границы: 6 – водосбора малых и средних рек бассейна Баренцева моря, 7 – территории исследования время. По степени выраженности в рельефе они были разделены на наиболее активные, умеренно активные и слабо активные. Кроме того, были выделены морфоструктурные "узлы" (в понимании Е. Я. Ранцман, 1979), то есть участки, где пересекаются морфолинеаменты разных порядков и нескольких направлений. В «узлах» обычно происходит аномальное усложнение многих существенных параметров, влияющих на условия развития морфолитодинамических процессов, в том числе геоморфологического строения и гидрологического режима. Усложняется также распределение донных осадков. В ряде случаев в эти «узлы» попали эпицентры известных землетрясений (рис. 3).

По результатам морфоструктурного районирования на территории исследования выделяются четыре крупные морфоструктурные области.

К а н и н с к а я о б л а с т ь принадлежит к одноименной коллизионной зоне, что предопределило линейный характер области в целом и отдельных морфоструктурных районов, которые вытянуты в северо-западном направлении, доминирующем в простирании всех новейших морфоструктурных элементов. Ярко выраженная юго-запад - северовосточная асимметрия, сохранившаяся во многих деталях современного рельефа (крутизне склонов, ширине разновозрастных террасовых уровней), позволяет предполагать, что на новейшем этапе наряду с дифференцированными вертикальными движениями имели место и горизонтальные, хотя, конечно, в весьма ослабленном виде. Область отличается достаточно высокой дифференцированностью вертикальных движений (от +5 до –4 в условных баллах). Это обусловило развитие в ее пределах наиболее активных и умеренно активных в новейшее время морфолинеаментов северо-западного направления. Вблизи западной границы фиксируется крупная субмеридиональная мегалинеаментная зона, выраженная здесь отдельными незначительными линеаментами. Они входят в зону крупного "разлома 42о в.д.", выделенную по геофизическим данным (Сенин, 1993). На их пересечении вблизи мыса Канин Нос выделяется одноименный морфоструктурный "узел".

плане Пайхойско-Новоземельской коллизионной зоны, которая на этом участке характеризуется преимущественно северо-западным простиранием, лишь на крайнем севере переходящим в субмеридиональное. Эти простирания в сочетании с преимущественно линейным характером более мелких морфоструктур формируют морфоструктурный план области. При всей важности структурно-литологического контроля в формировании рельефа, генеральная характеристика поля высот определяется не литологическим фактором, а интенсивностью новейшего поднятия, которая уменьшается с севера на юг. Так же как в Канинской области, здесь отмечается некоторая асимметрия в строении рельефа: в западРис. 3. Потоки вещества и энергии эндогенной природы на новейшем и современном этапах (по: Мусатов, 1990, Юдахин и др, 2002, Ассиновская, 1994, Землетрясения..., 1987, Шипилов, Тарасов, 1998, Победоносцев, Розанов, 1971, Борисов, 1976, Никонов, 1978) Условные обозначения: амплитуды неотектонических движений, м: 1 – более 500, 2 – от 500 до 0, 3 – от 0 до –100, 4 – от –100 до –200, 5 – от –200 до –300, 6 – от –300 до –400, 7 – от –400 до –500; разломы, активные в новейшее время, по данным: 8 – Е.Е. Мусатова (1990), 9 – Ф.Н. Юдахина с соавторами (2002); эпицентры землетясений с магнитудой, баллы: 10 – от 3,5 до 4,5, 11 – от 2,5 до 3,5; границы зон возможных очагов землетрясений с максимальной магнитудой: 12 – более 4 баллов, 13 – менее 4 баллов; 14 – изолинии теплового потока, мВт/м2; направленность голоценовых вертикальных движений берегов: 15 – поднятие, 16 – опускание; современные вертикальные движения: пункты уровнемерных наблюдений, где выявлены: 17 – поднятия, 18 – опускания; скорости, мм/год: 19 – по данным уровнемерных наблюдений, 20 – по данным уровнемерных наблюдений и повторной нивелировки; 21 – береговая линия, 22 – граница территории исследования ной части меньше развиты поздненеоплейстоценовые террасы, они здесь чаще представлены абразионными типами, выше здесь и дифференцированность новейших движений и сейсмичность. Важную роль в облике морфоструктур играют поперечные новейшие линеаменты, которые имеют сдвиговую природу. Особенно отчетливо они выражены в районе пролива Карские Ворота. Сама зона пролива представляет собой в морфоструктурном отношении сложно устроенную мозаику линейных микроблоков с частой сменой продольных и поперечных ориентировок и повышенной дифференцированностью новейших движений. Это связано с тем, что пролив образовался в зоне пересечения НовоземельскоВайгачской области крупным мегалинеаментом северо-восточного простирания (к нему приурочена береговая линия Тиманского берега), по которому фиксируется левосдвиговая деформация. Здесь же важную роль играют и ортогональные нарушения. Все это, в сочетании с зафиксированным здесь эпицентром землетрясения, позволяет говорить о наличии в районе пролива крупного морфоструктурного узла Карские Ворота.

Новоземельско-Вайгачская область характеризуется максимальной для нашего региона дифференцированностью и интенсивностью новейших движений, предопределившей максимальные относительные превышения рельефа (рис. 4). В ее строении четко выделяется осевая часть, испытывавшая в новейшее время абсолютное воздымание разной амплитуды и выраженная в рельефе островными сооружениями островов Южный и Вайгач с низкогорным рельефом на крайнем севере и абразионными и абразионноаккумулятивными равнинами на остальной части. Аккумулятивные формы рельефа здесь развиты локально в линейных грабенообразных морфоструктурных районах. Крупными подводными склонами эта поднятая часть отделена от линейного Южно-Новоземельского желоба, испытывавшего на новейшем этапе погружение, компенсированное осадконакоплением. Сходная отрицательная морфоструктура (Коротаихинский прогиб) окаймляет с запада острова Вайгач. К западу и юго-западу от Южно-Новоземельского желоба и Коротаихинского прогиба прослеживается полоса также линейно вытянутых и дугообразно изогнутых относительных, а кое-где и абсолютных поднятий, образующих своеобразное фестончатое западное обрамление всей области. К западному обрамлению острова Южный приурочены эпицентры землетрясений.

Фестончатые очертания западной границы, асимметрия и дугообразная форма в плане всех основных морфоструктурных элементов, важная роль новейших сдвиговых деформаций свидетельствуют о проявлении в новейшее время не только дифференцированных вертикальных, но и горизонтальных движений (Авенариус и др., 1998а). Эти приРис. 4. Схема относительных превышений рельефа Составили И.Г. Авенариус, Т.Ю. Репкина Условные обозначения: изолинии относительных превышений рельефа, м: 1 –5, 2 – 10, 3 – 25, 4 – 50, 5 – 100, 6 – 150, 7 – 200, 8 – 250, 9 – 300, 10 – 350, 11 – 400; 12 – береговая линия, 13 – граница района работ знаки, выраженные в Новоземельско-Вайгачской области отчетливее, чем в Канинской, позволяют говорить о едином характере новейших движений в пределах региона.

Две другие морфоструктурные области: Баренцевоморская и Печорская - в отличие от этих линейных образований характеризуются генеральной изометричностью, преобладающей тенденцией к новейшему погружению: дифференцированному в Баренцевоморской области и слабо дифференцированному в Печорской. Эти две области принципиально отличаются и по геоморфологическому строению.

Б а р е н ц е в о м о р с к а я о б л а с т ь соответствует в структурно-тектоническом отношении юго-восточной части Баренцевоморского осадочного бассейна, испытавшей на заключительном плиоцен-четвертичном этапе новейшего времени общее абсолютное опускание. На протяжении этого времени здесь господствовал морской тип морфолитогенеза. И в современном рельефе это подводные морские преимущественно аккумулятивные, реже – абразионно-аккумулятивные равнины разного генезиса. В морфоструктурном отношении область делится на две части. На крайнем западе выделяется Юго-Восточное поднятие, состоящее из трех крупных морфоструктурных подрайонов – ЮжноКанинского, Северо-Канинского и Гусиного и ориентированное с юго-запада на северовосток. Поднятие приурочено к осевой части Южно-Баренцевской впадины. Вплоть до начала позднего неоплейстоцена здесь шло прогибание и накопление толщи осадков, мощность которых колеблется от 50 до 150 м (Гриценко, Крапивнер, 1989). С началом позднего неоплейстоцена произошла смена знака движения, и максимальное прогибание сместилось на запад в область нынешней Центрально-Баренцевской впадины. На месте же бывшей впадины сформировалось относительное поднятие, где на глубинах от 100 до м развиты абразионно-аккумулятивные равнины. На западе поднятие ограничено крутым уступом высотой до 100 м, восточная граница в целом более пологая. Разделяющие это поднятие глубокие, грабенообразные прогибы северо-западного простирания четко выражены в рельефе и, по геофизическим данным, ограничены тектоническими нарушениями.

Наиболее отчетливо выражен в рельефе сложно построенный Гусиный грабенообразный прогиб, который является морфоструктурным "узлом" со сложной внутренней мезоморфоструктурой. «Узел» сформировался в зоне пересечения диагональных мегалинеаментов.

Восточнее Юго-Восточного поднятия расположена отрицательная Куренцовская морфоструктурная подобласть, также ориентированная с юго-запада на северо-восток.

Она соответствует одноименной тектонической ступени. Эта подобласть характеризуется преимущественно аккумулятивными типами подводных равнин разного генезиса. В ее осевой части располагается субмеридиональное относительное поднятие с очень пологими склонами и относительными превышениями до 30 м. Куренцовская морфоструктурная подобласть невысоким отчетливым уступом – линеаментом - отделена от расположенной юго-восточнее Печорской морфоструктурной области.

Печорская о б л а с т ь соответствует одноименной синеклизе. Она делится крупным мегалинеаментом северо-восточного простирания (со сдвиговой компонентой), к которому приурочен эпицентр землетрясения (рис. 3), на две подобласти: Печорскую, охватывающую Печорскую низменность, и Печороморскую. Хотя все структурнотектонические образования имеют здесь преимущественно северо-западное простирание, на новейшем этапе важную роль стали играть северо-восточные линеаменты. В итоге новейшие морфоструктурные элементы образовали своего рода диагональную шахматную доску, где слабо вытянутые или изолированные ячейки поднятий и прогибов чередуются друг с другом. Северо-восточное направление особенно четко выражено вблизи береговой полосы, а за ее пределами, как на шельфе, так и на суше, доминирующими оказываются северо-западные или северо-северо-западные направления.

Печорская морфоструктурная подобласть делится на два относительно поднятых морфоструктурных района: Малоземельский и Большеземельский, разделенных грабенообразным понижением северо-восточной (а южнее – субмеридиональной) ориентировки, занятое низовьями р. Печоры и Печорской губой. Цепочка островных баров отделяет губу от открытой акватории Печорского моря. Бары сформировались вдоль слабо активного в новейшее время линеамента, тянущегося от мыса Русский Заворот к острову Песяков. Положительные морфоструктуры на суше образуют водораздельные останцы с эрозионноденудационным рельефом. Их разделяют пониженные морфоструктурные районы, к которым приурочены долины наиболее крупных рек региона – Море-Ю, Черной и Неруты.

В Печороморской подобласти на западе выделяется крупное Колгуевское поднятие.

В его пределах расположен остров Колгуев, являющийся по морфоструктурному облику аналогом Печорской низменности. Второе поднятие северо-западного простирания отвечает восточной ветви Печоро-Колвинского вала. О преобладании здесь на новейшем этапе режима относительного воздымания свидетельствует развитие подводных абразионноаккумулятивных равнин. На крайнем востоке выделяется еще одно поднятие - Пахтусовское. В рельефе оно выражено менее четко. Разделяют эти поднятия незначительные по глубине прогибы, в пределах которых развиты аккумулятивные подводные равнины.

Морфоструктурный план региона отражает направленность и интенсивность вертикальных потоков вещества и энергии на новейшем тектоническом этапе за период около 27-30 млн. лет. Результаты относительной количественной региональной оценки их интенсивности за тот же период времени (рис. 3) в генеральных чертах совпадают с нашими данными. Сведения о современных (за периоды от нескольких тысяч лет до десятилетий) потоках вещества и энергии эндогенной природы: вертикальных движениях земной коры, сейсмичности, распределении теплового потока (рис. 3) - немногочисленны, а данные об их ритмичности отсутствуют. Анализ рисунка показывает, что генеральные черты распределения направленности и интенсивности этих потоков хорошо соответствуют морфоструктурному плану.

1. Современный морфоструктурный план наследует генеральные черты структурнотектонического строения региона.

2. Морфоструктурный план региона отражает направленность и интенсивность эндогенных потоков вещества и энергии на новейшем и современном этапах.

3. Различия в направленности и интенсивности новейших движений предопределили генеральные черты дискретности основных элементов ландшафтов и, опосредованно, гидрометеорологических условий, а, следовательно, условий развития морфолитодинамических процессов, плановое положение областей преимущественной денудации и аккумуляции и основные направления потоков вещества, реализующих свойство непрерывности географической оболочки. Важнейшим показателем, определяющим потенциальную энергию рельефа и интенсивность морфолитодинамических процессов, является величина относительных превышений рельефа.

4. С активными линеаментами связаны зоны повышенной интенсивности морфолитодинамических процессов, а с морфоструктурными «узлами» - участки значительной дифференцированности условий развития морфолитодинамических процессов и их большего разнообразия и/или повышенной интенсивности. К некоторым линеаментам приурочены морфолитодинамические барьеры.

Глава 3. Геоморфологические и литолого-геокриологические условия В регионе выделены четыре геоморфологические области, различия которых обусловлены генеральными особенностями структурно-тектонического строения и морфоструктурного плана. В новейшее время весь регион был привязан к единому морскому бассейну, изменение уровня которого на заключительных этапах шло синхронно с изменением уровня Мирового океана. Это сформировало сходную во всех областях последовательность ярусов рельефа поздненеоплейстоцен–голоценового возраста. Однако различия в характере новейших движений, обусловленные различиями всей предшествовавшей геологической истории, привели к тому, что каждая область в геоморфологическом отношении отличается своей спецификой.

Для составления геоморфологической карты (см. приложение 4, рис. 20) привлекались топографические карты масштаба 1 : 100 000 – 1 : 1 000 000, батиметрические карты масштаба 1 : 1 000 000 (Экосистемы..., 1996, Государственная..., 2003), навигационные карты масштаба 1 : 50 000 – 1 : 250 000 и МДЗ разных типов и разрешающей способности.

При анализе геоморфологического строения Печорской низменности были использованы результаты полевых наблюдений автора. Широко привлекались литературные геологогеоморфологические материалы. Краткая характеристика геоморфологического строения региона дана отдельно для суши и шельфа.

Основные черты рельефа К а н и н с к о й о б л а с т и связаны с новейшим воздыманием линейной структуры хребта Поэ, унаследованной от одноименного поднятия Канинско-Тиманской коллизионной зоны. Его вершинная часть (абсолютные высоты до 200 м) характеризуется развитием структурно-денудационного рельефа, кое-где перекрытого маломощным слоем морских и ледово-морских ранненеоплейстоценовых отложений. Кряж ограничен четкими уступами (см. приложение 5, рис. 21), которые соответствуют двум основным продольным разломам надвиговой природы: Главному и Северному. Югозападный склон кряжа, соответствующий Главному разлому, круче, чем северовосточный. По обе стороны от кряжа выделяются полосы развития эрозионноденудационных равнин (абсолютная высота 100-160 м), формировавшихся на рыхлых ранне- средненеоплейстоценовых отложениях ледово-ледниково(?)-морского генезиса.

Они характеризуются сильным эрозионным расчленением, в руслах рек зачастую выходят коренные породы.

Следующий ярус рельефа образуют две генерации морских абразионноаккумулятивных террас начала позднего неоплейстоцена: первая – на отметках 80-100 м, а вторая - 40-60 м. В северо-западной части, испытывавшей наибольшее поднятие, разрезы этих террас сложены песчаными отложениями с фауной, на севере и в центральной части разрез более глинистый. На высоте 20-30 м выделяется морская терраса средневалдайского времени. И здесь для северо-запада полуострова характерны песчаные отложения, а для других районов – глины, суглинки, супеси и реже пески. Однако мощность отложений невелика – первые метры, реже – до 10-15 м, то есть и эта терраса формировалась как абразионно-аккумулятивная.

Террасовые уровни, выделяемые ниже 20 м (обычно два), всеми исследователями считались морскими и датировались концом позднего неоплейстоцена – ранним голоценом. Учитывая молодость этих уровней и тот факт, что в это время уровень Мирового океана находился на отметках около –40 м – –20 м, логичнее предположить их озерноаллювиальный генезис, как и для аналогичных террас Печорского побережья (Авенариус и др., 2001). Интенсивность новейшего воздымания полуострова Канин не такова, чтобы здесь, начиная с раннего голоцена, могла сформироваться лестница морских террас, как это имело место на Новой Земле (Красножен, 1982), или Кольском полуострове (Кошечкин, 1979). Морские средне - и позднеголоценовые террасы на полуострове Канин есть, но они узкие и в масштабе карты 1 : 1 000 000 не выражаются. Таким образом, характерной чертой рельефа полуострова Канин является ярусность, отражающая основные этапы его формирования. Следует отметить незначительную мощность новейших отложений, обычно не превышающую 10-15 м и лишь локально увеличивающуюся до 50-60 м.

обусловлены генеральной тенденцией к активному и весьма дифференцированному воздыманию, продолжавшемуся в течение всего новейшего времени. В итоге здесь преобладающее развитие получили денудационные типы рельефа от структурно-денудационных низкогорий на крайнем севере до низких голоценовых абразионных и абразионноаккумулятивных равнин вблизи берега и на мелких островах. Тенденция к поднятию привела к значительному эрозионному расчленению поверхности и малой мощности (2-10 м) прерывистого чехла новейших рыхлых отложений, хотя на отдельных участках их мощность достигает 30-60 м.

На севере острова Южный развит низкогорный рельеф (см. приложение 5, рис. 21).

На северо-востоке это структурно-денудационные низкогорья (абсолютные отметки до 500 м), сформировавшиеся преимущественно на терригенных верхнепермских отложениях, слагающих Кармакульскую синклинальную зону. Общий облик водоразделов платообразный с мезоформами структурно-денудационного рельефа. Это останцы древней поверхности выравнивания неоген-средне(?) неоплейстоценового возраста (Красножен, 1982). На северо-западе, в районе Южно-Новоземельского антиклинория, сложенного терригенно-карбонатными средне- и позднепалеозойскими породами, водоразделы за счет более частого чередования пород разной устойчивости имеют структурно-грядовый облик. Области развития низкогорий характеризуются значительными относительными превышениями (до 300-400 м) и густотой расчленения. Среди типов склонов преобладают обвально-осыпные, курумовые и десерпционные. Многие склоны приурочены к развивающимся долгоживущим разломам, которые дешифрируются на МДЗ как линеаменты (см.

приложение 5, рис. 21). Реки и ручьи имеют V-образный поперечный профиль и невыработанный продольный. В пределах территории исследования не отмечено никаких признаков развития поздневалдайского оледенения, хотя непосредственно к северу от нее встречены конечно-моренные образования этого возраста. Облик их свидетельствует о горно-покровном характере оледенения.

Гипсометрически ниже зоны низкогорья выделяется серия морских террасовидных поверхностей, которые А.С.Красножен (1982) делит на кумжинские (аналог ранневалдайских бореальных), крестюряхинские (средневалдайские) и голоценовые. В зависимости от мощности рыхлых отложений они все разделены на геоморфологической карте (см. приложение 4, рис. 20) на абразионные, абразионно-аккумулятивные и аккумулятивные (последние - преимущественно голоценовые). Ранневалдайская серия морских террас выделяется в интервале высот от 200 до 300 м, реликтовые абразионные уступы отмечены А.С.

Красножен на абсолютных отметках 220, 240 и 260 м. Пространственно эти террасы хорошо сохранились преимущественно в восточной части острова, а на западе они встречаются реже и развиты фрагментарно. Средневалдайские морские террасы отличаются более ярко выраженным ступенчатым рельефом. Выделяется несколько уровней этого возраста в интервале высот 160-200 м, 110-140 м и 80-100 м. В долине р. Безымянной (к северу от территории исследования) возраст отложений террасы на абсолютной отметке 120 м датирован 40330±940 лет (ЛУ-1209) (Красножен, 1982). Голоценовые морские террасы выделены А.С.Красножен на абсолютных отметках 40-60 м и 20-40 м (раннеголоценовые), 12-20 м (среднеголоценовая, есть датировка слагающих ее отложений 6340±90 лет), 6-10 м (позднеголоценовая). В юго-восточной части острова Южный развиты локальные озерные голоценовые террасы (см. приложение 4, рис. 20).

В береговой зоне выделяются участки, продольные по отношению к простиранию геологических структур и поперечные к ним. В пределах продольных чаще всего развиты абразионные типы берегов, в пределах поперечных – идет чередование абразионных берегов на мысах и аккумулятивных и абразионно-денудационных – в вершинах многочисленных заливов.

Остров Вайгач, сложенный преимущественно теми же терригенно-карбонатными породами, что и остров Южный, характеризуется меньшими абсолютными высотами (150м). Однако и здесь ведущими являются денудационные и денудационноаккумулятивные типы рельефа при подчиненной роли аккумулятивных, и отмечается отчетливая линейность многих элементов рельефа (см. приложение 5, рис. 22). Низкогорный рельеф здесь сменяется возвышенной структурно-денудационной грядовой равниной, которая на многих участках перекрыта маломощной (в среднем 1-3 м, локально – до 10-15 м) толщей рыхлых отложений. Эти отложения представлены преимущественно суглинками, включающими обломки слабо окатанных местных пород, щебень и крупные остроугольные глыбы. Однако встречаются также и единичные хорошо окатанные граниты и известковистые песчаники с мезозойской фауной. Генезис этой толщи, скорее всего, элювиально-делювиальный. Она сформировалась при значительном участии нивально-морозного выветривания под маломощными и малоподвижными ледниковыми покровами ранне- и поздневалдайского возраста. Появление же на водоразделах Вайгача эрратических валунов, скорее всего, обусловлено более ранними этапами развития острова, данные о которых отсутствуют, и можно лишь предполагать, что когда-то на Вайгаче существовали более мощные ледово-ледниково(?)-морские отложения.

Терраса высотой 40-60 м отделена от возвышенной структурно-денудационной равнины четким уступом, который в долинах ряда водотоков на западе острова фиксируется в виде зоны водопадов. Возраст этой террасы мы оцениваем как средневалдайский, учитывая сходство найденной на ней фауны с фауной этого возраста (Государственная..., 2003).

Нижние уровни морских террас (ниже 20 м) отнесены к голоценовым. При такой трактовке более отчетливо выступает обособленность острова Вайгач, испытавшего не столь значительное и менее дифференцированное поднятие, нежели остров Южный.

П е ч о р с к а я о б л а с т ь включает Печорскую низменность и остров Колгуев. В геоморфологическом отношении она резко отличается от двух предыдущих. Ее рельеф формировался в условиях генеральной тенденции к новейшему погружению, которое началось здесь во второй половине неогена и с некоторыми перерывами идёт до сих пор. За это время накопилась значительная толща рыхлых отложений, мощность которых кое-где достигает 200 м. Отчетливая тенденция к погружению сохранялась до конца среднего неоплейстоцена. Генетическая природа осадков, слагающих эту территорию, и вопросы стратиграфии с давних пор (XIX в) - предмет дискуссий гляциалистов (Андреичева, 1992, Арсланов, Лавров и др., 1975, 1987, Астахов, 1999, Гросвальд, 1983 и др.) и маринистов (Баренцевоморская..., 1988, Данилов, 1978, Зархидзе, Семенов, 1972, Зархидзе, 1985, Попов, 1963, Шельфы..., 1991). Внутри этих групп тоже нет полного единодушия.

Анализ детальных топокарт и МДЗ, результатов наших полевых работ и региональных палеоклиматических и палеогеографических реконструкций последних лет (Палеогеография…, 1978, Крапивнер и др., 1986, Арктический..., 1987, Онищенко, Бондарев, 1988, Самойлович и др., 1993, Арктический…, 1998, Авенариус, Дунаев, 1999, Авенариус и др., 2001, Авенариус, Репкина, 2001, Левченко, Мерклин, 2001) позволяет считать, что север Печорской низменности и остров Колгуев в позднем неоплейстоцене не покрывались мощными ледниковыми покровами. Вопросы палеогеографии более ранних эпох (раннего – среднего неоплейстоцена) решить геоморфологическими методами очень сложно. Современные водоразделы, сформировавшиеся на преимущественно песчаных (морских) или суглинистых (ледово-ледниково(?)-морских) рыхлых отложениях до позднеплейстоценового возраста, имеют эрозионно-денудационный облик (см. приложение 5, рис. 22, рис. 23), активно перерабатываются термоэрозионными, эрозионными, термокарстовыми и эоловыми процессами.

Ниже этих водоразделов выделяются два уровня морских террас с абсолютными отметками 40-60 и 20-35 м, которые вслед за А.И. Поповым (1963) и В.С.Зархидзе (1985) мы датируем ранневалдайским (бореальным) и средневалдайским временем. Учитывая, что в уступах террас часто вскрываются более древние рыхлые отложения неогена(?) – среднего неоплейстоцена, эти террасы отнесены к абразионно-аккумулятивным.

Более низкие террасовые уровни отделены от средневалдайской морской террасы четким уступом. На основании результатов геоморфологических наблюдений на Варандейском участке Большеземельской тундры и результатов дешифрирования МДЗ (см.

приложение 5, рис. 23) и топокарт в пределах области выделяются два уровня (верхний – от 8-12 до 14 м и более низкий – 5-8 м) позднепоздненеоплейстоцен-раннеголоценовых аллювиально-озерных равнин. Такой же генезис этих уровней предполагался также В.Н.

Новиковым и Е.В. Федоровой (1989). На более низких отметках развиты два уровня голоценовых морских террас (рис. 5) и современные пляж и лайда. Детальная морфологичеА Рис. 5. Голоценовые морские террасы в районе о. Варандей Фото Т.Ю. Репкиной Термокарстовые процессы моделируют грядовую поверхность террасы высотой 2,5-5,0 м (А). На поверхности террасы высотой 1,5-2,0 м (Б) ширина перемычки (1) между термокарстовым озером (2) и ее абразионным уступом не превышает первых десятков метров.

Уступ (В) расчленен промоиной, которая дренирует термокарстовое озеро, не нарушая поверхности террасы (тоннельная термоэрозия по К.С. Воскресенскому) ская характеристика этих уровней приведена в нашей статье (Авенариус и др., 2001). Относительно истории голоценового развития рельефа области есть и другие мнения (Огородов, Полякова, Каплин, 2003).

Для подводного рельефа региона характерно несколько особенностей. Во-первых, относительная выровненность рельефа и преобладание уклонов менее 1о (чаще – менее 0,1о). Как правило, наблюдаются малые относительные превышения (в среднем не более 12 - 13 м на 1 км, то есть уклоны порядка 0,06-0,07о), которые лишь в отдельных случаях увеличиваются до 25-50 м (уклоны порядка 0,14-0,29о). Еще одна особенность - господство морского режима на глубинах более 100 м практически в течение всего неоплейстоцена, а на меньших глубинах – в течение ряда эпох трансгрессий, в том числе в последнюю, фландрскую, продолжающуюся до сих пор. Все это сгладило подводный рельеф за счет абразионно-аккумулятивных процессов и снивелировало многие следы субаэрального рельефа, от которого сохранились лишь отдельные фрагменты. Более отчетливы они на глубинах менее 100 м. В геоморфологическом отношении выделяются Приканинская, Приновоземельско-Вайгачская, Баренцевоморская и Печороморская области.

П р и к а н и н с к а я о б л а с т ь обладает рядом своеобразных черт. На подводном береговом склоне (ПБС) здесь преобладают абразионные бенчи, выработанные как в коренных, так и в рыхлых породах. Аккумулятивный тип мелководья отмечен лишь в приустьевой области р. Месны (см. приложение 5, рис. 21) и в районе Канинских Кошек, где сформировались ваттовые и лагунные поверхности и проливные дельты. Остальная часть шельфа характеризуется глубинами до 60-80 м, отчетливо выраженной линейностью и северо-западной ориентировкой отдельных относительно поднятых участков и понижений, отделенных пологими склонами, обычно не более 0,5о. Преобладание в рельефе северозападных направлений обусловлено приуроченностью этой части шельфа к Канинскому звену Канино-Тиманской коллизионной зоны. Характерной особенностью рельефа Приканинского шельфа являются отдельные мезогряды, разделенные ложбинами. Гряды ориентированы преимущественно с северо-запада на юго-восток и созданы активными реверсивными приливно-отливными течениями (Чахотин и др., 1972, Левченко, Щербаков, 1999) тех же направлений. Повышенная, по сравнению с другими районами, интенсивность этих течений связана с сужением проливов в Воронке Белого моря на западе и при входе в Чешскую губу на востоке.

характеризуется линейностью очертаний геоморфологических элементов, что обусловлено ее приуроченностью к Пайхойско-Новоземельской коллизионной зоне. Вторая особенность - преимущественно абразионный структурно-грядовый тип равнин в пределах ПБС, особенно обширных на продолжении ряда полуостровов. В отличие от Приканинской эта область построена значительно сложнее: глубины достигают здесь 200 м, а относительные превышения – 150-170 м. Проливом Карские Ворота область отчетливо делится на две подобласти: Приновоземельскую и Привайгачскую.

В Приновоземельской подобласти к западу от зоны шельфового мелководья выделяется крупный Южно-Новоземельский желоб (глубины от 170 м до 200 м). Характерные черты желоба: линейность и асимметрия склонов (западный положе восточного, крутизна которого от 0,5-2о до более 2о), - обусловлены характером новейшей геодинамики (Авенариус и др., 1998а). На относительно плоском днище желоба выделяется несколько локальных понижений, как правило "сдвинутых" к восточному крутому склону. К северу желоб переходит в линейное дугообразно изогнутое понижение с глубинами 130-150 м. И понижение, и желоб являются равнинами преимущественно нефелоидной (в случае желоба – предельной) аккумуляции. На крайнем севере Приновоземельского района шельфовое мелководье расширяется, образуя серию абразионных и абразионно-аккумулятивных террас с крайне незначительной мощностью рыхлых отложений. Западнее ЮжноНовоземельского желоба расположена система слабо дугообразно изогнутых поднятий, которые образуют фестончатое обрамление желоба. Минимальные (60-70 м) глубины приурочены к центральной части этой дуги. В ее северной части глубины достигают 110м. В то же время вершинные поверхности имеют здесь абразионный генезис, который фиксируется по малой (не более 10 м) мощности новейших отложений и приповерхностному залеганию коренных мезозойских пород (Мельников, Спесивцев, 1995). На юге эти поверхности становятся абразионно-аккумулятивными, а местами и аккумулятивными.

Внешние склоны этой цепочки поднятий, как правило, очень пологие (от менее 0,2о, до 0,2-0,5о) и невысокие (до 20 м, а обычно не более 10 м).

В Привайгачском геоморфологическом районе ПБС имеет облик абразионного бенча, который четким крутым (0,5-2о) уступом высотой до 50 м отделен от узкой линейной ложбины, тянущейся от пролива Карские Ворота далеко на юг. К западу от ложбины в пределах большей части этого района выделяется серия террасовидных поверхностей, осложняющих линейно вытянутое крупное Коротаихинское понижение. Глубины нарастают с юга на север от 10 до 70 м. На крайнем западе выделяется узкий, четко выраженный в подводном рельефе вал, вершинная часть которого образует линейную цепочку островов Матвеев, Долгий и Мал. и Бол. Зеленцы. Острова не превышают +11 м и являются типичной абразионно-аккумулятивной средне- и позднеголоценовой террасой, сложенной палеозойскими породами, перекрытыми маломощной (до 5 м) толщей рыхлых, часто оторфованных отложений. Окаймляет эти острова абразионный структурно-грядовый бенч.

Западный подводный склон островов круче и относительно выше, чем восточный.

Значительным своеобразием отличается рельеф пролива Карские Ворота. Вблизи берегов отчетливо выражены подводные продолжения полуостровов и фиардообразных заливов суши. Для линейных поднятий характерны абразионные черты, разделяющие эти поднятия линейные понижения с крутыми склонами, вливаются в осевой “трог” пролива, ступенчато погружающийся в Южно- и Восточно-Новоземельский желоба.

Б а р е н ц е в о м о р с к а я о б л а с т ь характеризуется северо-восточной ориентировкой основных орографических элементов: Юго-восточного поднятия и Куренцовской ступени. Юго-восточное поднятие состоит из трех подводных возвышенностей ЮжноКанинской, Северо-Канинской и Гусиной, разделенных поперечными узкими желобами.

Поднятия имеют уплощенные, слабо расчлененные вершинные поверхности – абразионные и абразионно-аккумулятивные террасы с глубинами от 60 м на северо-востоке до 90 м на юго-западе. Абразии подвергаются маломощные поздненеоплейстоценголоценовые осадки, а на ряде участков – рыхлые отложения ранне- средненеоплейстоценового возраста. Склоны поднятий и разделяющих их желобов высокие и крутые. Северозападный склон этой цепочки поднятий (уклоны более 2о) круче юго-восточного (от 0,2о до 0,5о). На крутых склонах поднятий отмечены подводные оползни (Тарасов, 1988). В глубоком (250 м) Гусином желобе, оба борта, особенно северо-восточный, крутые, а в осевой части выделяется узкий, линейный блок с глубинами около 100 м.

Куренцовская ступень, по сути, является крупным понижением, глубина которого нарастает с юга на север от 70 м до 150 м. В центральной части ступени выделяется валообразное поднятие, состоящее из трех изометричных останцов – поверхностей подводных аккумулятивных террас с глубинами от 70 м на юге до 110 м на севере. Склоны поднятия очень пологие (0,1-0,5о), местами террасированы. Днище понижения опускается к северу ступенчато. Наиболее четкий перегиб в рельефе фиксируется на продолжении югозападного борта Гусиного желоба. Юго-восточный борт Куренцовской ступени выражен в рельефе отчетливым невысоким пологим уступом, который отделяет Баренцевоморскую геоморфологическую область от Печороморской.

П е ч о р о м о р с к а я о б л а с т ь охватывает большую часть мелководного (глубины менее 100 м) шельфа юго-восточной части Баренцева моря. Еще 18-20 тыс. лет назад она представляла собой континентальную сушу, продолжавшую на север современную Печорскую низменность. Поэтапное развитие фландрской трансгрессии привело к тому, что эта часть шельфа оказалась отчетливо террасированной (Вейнбергс, 1986, Печорское, 2003). Исходя из общепринятых представлений об изменении уровня Мирового океана в ходе фландрской трансгрессии (Селиванов, 1996) мы датируем террасы глубже 40 м – поздним валдаем – голоценом, а на меньших глубинах – голоценом. На ряде участков отмечаются локальные изменения глубины морфологически единой террасы, обычно не превышающие 5 м. Возможно, это отвечает осредненному показателю темпов вертикальных движений в пределах локальных структур за последние 10-20 тыс. лет. На сопряжении Печороморской области с Печорской низменностью ПБС характеризуется сложным сочетанием в пространстве участков развития абразионных и аккумулятивных процессов.

Рельеф ПБС замкнутых и полузамкнутых заливов и губ, участка Гуляевских Кошек и верхней части подводного склона открытого побережья, где часто формируются 3-4 неустойчивых подводных вала, хорошо дешифрируются на МДЗ разных масштабов (см. приложение 5, рис. 22, рис. 23). В рельефе Печорской и Хайпудырской губ сформировались протяженные долинообразные понижения, значительно переуглубленные за счет активного воздействия на днище и борта приливно-отливных течений. По ним идет вынос материала, на открытую акваторию.

На фоне генеральной тенденции изменения глубин с северо-запада на юго-восток отмечаются чередующиеся с запада на восток относительно приподнятые и погруженные районы: поднятые Колгуевский, Печоро-Колвинский и Пахтусовский и погруженные Приколгуевский, Денисьевский, Хорейверский и Восточно-Варандейский. Колгуевский район, осложненный одноименным островом, выделяется по ряду параметров. Вокруг острова широко развит ПБС. На большей его части преобладают абразионные процессы, на крайнем севере острова бенч формируется на слабо литифицированных позднемеловых песчаниках и песках (Баренцевоморская...., 1988). Аккумулятивный облик зона мелководья имеет лишь по юго-восточной периферии острова, где развиты ваттовые и лагунные поверхности и серия проливных дельт, хорошо дешифрирующихся на МДЗ (см. приложение 5, рис. 24). Северный подводный склон Колгуевского поднятия отчетливо террасирован, тогда как южный пологим (0,2-0,5о), но четким уступом отделен от днища понижения Поморского пролива, имеющего глубину 50-55 м. Террасовидные площадки на севере отчетливо выражены в рельефе и осложнены серией подводных береговых валов и межваловых понижений с превышениями 1,5-2 м.

3.2. Литолого-геокриологические условия В разделе объединены сведения о литологии и геокриологических особенностях приповерхностной части разреза, образующей литогенную основу рельефа региона. Глубинность изучения разреза, необходимая для выявления условий развития морфолитодинамических процессов, в целом близка к глубинности изучения разреза при инженерногеологических исследованиях: на суше 10-20 м, а на шельфе – не более 5 м (Почвенногеологические..., 1984, Методические...., 1998), хотя в зависимости от особенностей рельефа конкретных районов, может увеличиваться или уменьшаться. Сходные величины имеет и мощность слоя годовых колебаний температур, в пределах которого состояние и свойства пород испытывают изменения различной периодичности, связанные с ритмичностью охлаждения-прогревания и/или промерзания-оттаивания. На суше его мощность изменяется от 5-7 м на торфах и суглинках зоны несплошного распространения многолетнемерзлых пород (ММП) до 16-24 м на скальных грунтах зоны их сплошного распространения. На шельфе мощность этого слоя численно соответствует амплитуде межсезонных колебаний температур придонных вод (Жигарев, 1997) и изменяется от десятых долей метра в Южно-Новоземельском желобе до первых метров на западе акватории (см. приложение 2, рис. 13), а на Печорском мелководье и в пределах ПБС увеличивается до 5- м (Мельников, Спесивцев, 1995). Наиболее важны при морфолитодинамических исследованиях сведения о мощности, составе и мерзлотных характеристиках сезонно-талого слоя (СТС) суши и донных осадков шельфа.

По региональным обзорам (Геокриология...., 1988, Региональная..., 1989) и картам (Геокриологическая..., 1991, Государственная…, 2003, Карта..., 1981) и другим литературным материалам (Арктический..., 1987, Бондарев и др., 1986, 1999, Великоцкий, 1998, 2001, Гриценко, Крапивнер, 1989, Жигарев, 1997, Крапивнер и др., 1986, Левитан и др., 2003, Левченко, Мерклин, 2001, 2003, Маськов, 2001, Мельников, Спесивцев, 1995, Мельников, Спесивцев, Куликов, 1997, Неизвестнов, Соловьев, 1983, Оберман, 2002, Эпштейн, 1985, Онищенко, Бондарев, 1988, Павлидис и др., 1992, Розенбаум, Шполянская, 2000, Солнцев, 1937, 1937, Суздальский, 1974,, Суздальский и др., 2000, Тарасов и др., 2000, Экосистемы..., 1996, Юдахин и др., 2002, Gurevich, 1995) нами была составлена схема литолого-геокриологическая схема (см. приложение 6, рис. 27) побережья и шельфа региона.

Различия литолого-геокриологического строения приповерхностной части разреза на суше и шельфе и свойства слагающих его пород определяются как современными особенностями осадконакопления и криогенной переработки пород в различных средах, так и историей палеогеографического развития региона. На суше все породы, включая голоценовые и современные, подвергались и подвергаются в настоящее время сезонному или многолетнему промерзанию. Поэтому их свойства определяются в основном геокриологическими характеристиками. Общепринятым является положение о том, что решающее значение при формировании этих свойств имеют генезис пород, их среднегодовая температура и тип промерзания, которые обусловливают льдистость пород и ее распределение по разрезу. На распределение среднегодовых температур существенное влияние оказывают ландшафтные условия, одним из наиболее значимых факторов является рельеф (Романовский, 1993, Геокриология..., 1988, Объяснительная..., 1991). В субаэральных условиях промерзали и доголоценовые отложения мелководной (до глубин около 100 м) части шельфа, которая осушалась в эпоху поздневалдайской регрессии. Их современные свойства определяются степенью деградации реликтовых ММП в субаквальных условиях и изменением состояния отложений, связанным с протаиванием (Мельников, Спесивцев, 1995). Доголоценовые отложения приповерхностного разреза на более глубоководных участках шельфа и голоценовые, в том числе современные, осадки на всей акватории не испытывали субаэрального промерзания. Криогенное воздействие здесь выражается, как правило, в сезонном или многолетнем охлаждении отложений, сопровождающемся в береговой зоне их существенным засолением. Свойства этих отложений определяются гранулометрическим составом, степенью литификации и батиметрической зональностью (Методические...,1998). В пределах «вдольбереговой криолитозоны», пространственно совпадающей с ПБС (Жигарев и др., 1984, Совершаев, 1992, Жигарев, 1997), голоценовые и современные отложения могут быть подвергнуты современному субаквальному промерзанию и их свойства определяются криогенными характеристиками. Особенности криогенного строения обусловливают различные подходы к характеристике литологогеокриологических условий суши и шельфа.

При оценке устойчивости пород по отношению к тем или иным морфолитодинамическим агентам (то есть способности пород изменять свои свойства под воздействием различных морфолитодинамических агентов и/или вовлекаться в морфолитодинамические потоки различной природы) наиболее важными характеристиками являются: их тип, состав и влажность (льдистость). Эти параметры в совокупности определяют значения целого ряда показателей физико-механических и теплофизических свойств, характеризующих устойчивость грунтов к воздействию конкретных нагрузок. В дальнейшем при характеристике физико-механических свойств пород и их устойчивости используется принятый в инженерной геологии термин «грунты». В инженерно-геологических классификациях выделяются три типа грунтов (ГОСТ 25100-82/95): скальные и полускальные; дисперсные несвязные (крупнообломочные и песчаные); дисперсные связные (супесчаные, суглинистые и глинистые). Принадлежность к тому или иному типу грунта характеризует природу внутригрунтовых связей. Свойства грунтов существенно изменяются при изменении их температуры, промерзании и оттаивании.

Для нелитифицированных и немерзлых грунтов (в первую очередь, для современных донных осадков шельфа) можно условно принять, что их устойчивость к комплексному воздействию различных морфолитодинамических агентов пропорциональна их гранулометрической крупности. Для литифицированных грунтов, в связи с наличием внутригрунтовых связей, столь прямолинейная зависимость отсутствует. Оценка их устойчивости проводится на основании показателей физико-механических свойств (ФМС). Критериями устойчивости мерзлых грунтов являются их ФМС и тепловая инерционность, которые определяются, в первую очередь, сочетанием их температуры и льдистости. Весьма важным показателем их устойчивости является также степень возможных изменений ФМС при протаивании, которая зависит от типа и гранулометрического состава грунтов.

На суше устойчивость грунтов увеличивается от сингенетически промерзших сильнольдистых значительно оторфованных суглинков с температурой около ноля градусов к эпигенетически промерзшим малольдистым низкотемпературным скальным массивам (Геокриология..., 1988, Природные..., 2000). Показателем стабильности температурного режима приповерхностного разреза является тип сезонного промерзания-оттаивания, который характеризует устойчивость температур грунтов к переходу через ноль градусов, возрастающую с понижением среднегодовой температуры пород. На шельфе, где большая часть приповерхностного разреза находится в немерзлом состоянии, устойчивость грунтов к воздействию основных морфолитодинамических агентов (гидродинамического и гравитационного) возрастает от текучих глинистых илов к водонасыщенным пескам и гравийногалечным отложениям. Отмечается закономерное уменьшение прочностных свойств одних и тех же гранулометрических типов дисперсных грунтов (суглинков, супесей, песков) с увеличением глубины моря и вверх по разрезу (Методические..., 1998). Как на суше, так и на шельфе наличие биогенного материала и засоление уменьшают устойчивость грунтов (Романовский, 1993, Методические..., 1998).

Литолого-геокриологические условия и свойства пород приповерхностной части разреза суши рассматриваются в рамках генетических комплексов отложений различного возраста (табл. 4).

Для К а н и н с к о й о б л а с т и характерны: 1) наименее суровые в регионе геокриологические условия (прерывистое и массивно-островное распространение высокотемпературных ММП, приуроченых в основном к водоразделам, перекрытым суглинками и глинами, и ареалам развития торфяников); 2) наличие многочисленных сквозных и несквозных радиационно-тепловых и гидрогенных таликов, развитых в долинах рек, на снегозаносных участках и в области распространения песчаных, гравийно-галечных и крупнообломочных отложений; 3) наличие под морскими террасами толщи подмерзлотных криопэгов (значительно минерализованных вод с температурами ниже ноля градусов) мощностью 25-50 м, залегающих на глубине 25-50 м от поверхности; 4) уменьшение мощности СТС от 2 м на скальных грунтах до 0,8 м на торфяниках. Восточная часть области холоднее, чем западная, что особенно заметно на низких геоморфологических уровнях.

Для структурно-денудационных равнин кряжа Поэ характерно прерывистое распространение эпигенетически промерзших малольдистых многолетнемерзлых и морозных пород с максимальной мощностью до 70-75 м и полупереходный тип сезонного промерзания-оттаивания.

Для эрозионно-денудационных возвышенных равнин и абразионно-аккумулятивных поздненеоплейстоценовых низменных равнин характерно массивно-островное распространение эпигенетических ММП и переходный тип сезонного промерзания-оттаивания.

Льдистость верхней части разреза зависит от состава отложений и их мощности. Пески, как правило, находятся в немерзлом состоянии. Для редких массивов мерзлых песков характерны массивные криотекстуры и невысокая (20-30%) льдистость. При малой (до 7- м) мощности отложений супесчано-суглинистого состава (часто с гравийно-галечным материалом), подстилаемых крупнообломочными отложениями, льдистость верхней части разреза увеличивается до 45-50%. Для суглинисто-супесчаных отложений значительной мощности характерна средняя льдистость (30-40%), уменьшающаяся вниз по разрезу.

Для низких сингенетически и полигенетически промерзших поздних поздненеоплейстоценовых и голоценовых равнин характерно преимущественно массивно-островное распространение ММП, переходный тип сезонного промерзания-оттаивания и два типа литолого-геокриологического строения разреза. На участках, сложенных супесчаносуглинистыми, как правило, оторфованными отложениями (в основном в пределах аллюТаблица области Канинскаяа Новоземельско-Вайгачская Принятые сокращения:

Грунты, преобладающие в приповерхностных горизонтах разреза (колонка 5): СК – скальные и полускальные; П – пески, СП супеси; П-СП-СГ – смешанные (песчано-супесчано-суглинистые); СГ – суглинки; с существенной примесью: ДрЩ – дресвянощебнистого материала; ГрГ – гравия и гальки; Т – торфа; -/СК – маломощные, подстилаемые скальными и полускальными грунтами.

Тип промерзания (колонка 6): Э – эпигенетический, С – сингенетический.

Включения мономинеральных льдов (колонка 11): ПЛ – пластовые льды, ПЖЛ – повторножильные льды.

виально-озерных и аллювиально-морских равнин) льдистость первых достигает 55-60%, а льдистость торфяных горизонтов – 80-85%. Для позднеголоценовых кос и баров характерны преимущественно песчаные отложения, которые часто промерзают лишь сезонно и в мерзлом состоянии отличаются малой льдистостью (Геокриология..., 1988).

Температура пород, преобладающие типы сезонного промерзания-оттаивания, состав и льдистость грунтов (табл. 4) обусловливают низкую устойчивость разреза на всех геоморфологических уровнях, за исключением структурно-денудационных равнин кряжа Поэ, что в сочетании с преобладанием тенденции к поднятию благоприятствует интенсивному развитию морфолитодинамических процессов.