«ОГОРОДОВ Станислав Анатольевич РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРСКИХ ЛЬДОВ 25.00.25 – геоморфология и эволюционная география Диссертация на соискание ученой степени доктора географических наук Научный консультант: ...»

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

имени М.В.ЛОМОНОСОВА

Географический факультет

На правах рукописи

ОГОРОДОВ Станислав Анатольевич

РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ

МОРСКИХ ЛЬДОВ

25.00.25 – геоморфология и эволюционная география Диссертация на соискание ученой степени доктора географических наук

Научный консультант: д.ф.-м.н., А.В.Марченко Москва – 2014 Оглавление Введение

Рельефообразующая деятельность морских льдов: история 1 исследований и постановка проблемы

Динамика прибрежно-шельфовой зоны замерзающего моря:

основные понятия и определения

Классификация воздействий морских льдов на берега и дно........... 3.1 Защитная роль припая и дрейфующих льдов

3.2 Экзарация берегов и дна морскими льдами. Морфология и морфометрия образовавшихся форм рельефа

3.3 Транспорт наносов морскими льдами

3.4 Местный размыв дна, обусловленный особенностями ледовых условий. Прочие виды ледовых воздействий

3.5 Формирование мерзлых пород в контактной зоне лед-дно................ Региональные особенности воздействий морских льдов на берега и дно

Байдарацкая губа Карского моря

4. Ледовые условия

4.1. Методика натурных исследований

4.1. Оценка интенсивности воздействий морских льдов на берега и дно 4.1. 4.2 Каспийское море

4.3 Оценка интенсивности воздействий морских льдов на берега и дно арктических морей

Рельефообразующая деятельность морских льдов в условиях климатических изменений в XXI веке

5.1 Влияние изменений климата на интенсивность экзарации дна ледяными образованиями

Ледово-экзарационные палеоформы на шельфе и на суше................ 5.1. 5.2 Влияние изменений климата и ледовитости арктических морей на динамику берегов

Эволюция берегов Печорского моря в XXI веке

5.2. Заключение

Список литературы

Альбом-глоссарий терминов форм рельефа, процессов и явлений, возникновение которых связано с ледовым фактором

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Морские льды как зональный фактор играют важную роль в динамике рельефа прибрежно-шельфовой зоны замерзающих морей. Существующие режимно-климатические данные по морским льдам не дают представления о динамике рельефа и используются в основном для обеспечения судоходства в Арктике. Расширяющееся освоение месторождений и строительство различных объектов нефтегазовой отрасли (подходные каналы, резервуарные парки, терминалы, буровые платформы, подводные трубопроводы и кабели связи) как на берегах, так и на шельфе требуют нового уровня знаний о влиянии морских льдов на динамику рельефа берегов и дна. При проектировании подводных трубопроводов и кабелей связи в арктических и других замерзающих морях необходимы достоверные оценки интенсивности воздействий ледяных торосистых образований на дно и глубины их внедрения в грунт.

Недооценка величин экзарации дна может привести к повреждению инженерных сооружений, в тоже время излишнее заглубление объектов сильно удорожает их строительство.

В настоящее время, когда в связи с активизацией ресурсной деятельности в Арктике и на Дальнем Востоке слова Михаила Васильевича Ломоносова «…Российское могущество прирастать будет Сибирью и Северным океаном…» (Ломоносов, 1763) как никогда актуальны и воплощаются в жизнь, вопрос оценки интенсивности воздействий льдов на берега и дно приобретает все большую практическую ценность и значимость. Именно фактор ледовых воздействий может стать лимитирующим для строительства инженерных сооружений в береговой зоне. Недостаточный учет ледового фактора может обернуться не только значительными материальными потерями, свести «на нет» рентабельность добычи сырья, но и в ряде случаев привести к катастрофическим экологическим последствиям.

Имеющаяся в настоящее время нормативная база по методам исследований воздействий ледяных образований (торосов и стамух) ограничивается несколькими абзацами в разделе «Литодинамические исследования» Строительных Норм и Правил (СП 11-114-2004) и не удовлетворяет современные потребности развития науки и техники.

Нормативные значения заглубления линейных инженерных сооружений в береговой зоне замерзающих морей не разработаны вообще.

Таким образом, актуальность исследования определяется, с одной стороны, необходимостью развития фундаментальных основ данного научного направления, с другой – потенциальной значимостью в связи с необходимостью обеспечения геоэкологической безопасности при строительстве и эксплуатации промышленных объектов в прибрежношельфовой зоне арктических и других замерзающих морей России.

Объектом исследования является прибрежно-шельфовая зона замерзающего моря. Прибрежно-шельфовая зона моря как область взаимодействия литосферы, гидросферы и атмосферы, отличается исключительно высокой динамичностью. Одним из важнейших факторов динамики этой зоны являются морские льды. Морские льды способны оказывать как прямое механическое, термическое и физико-химическое воздействие на берега и дно, так и ограничивать воздействие других факторов, ответственных за динамику прибрежно-шельфовой зоны, например, волн и течений. Совокупность процессов и явлений, определяющих роль морских льдов в динамике рельефа прибрежношельфовой зоны, составляет предмет настоящего исследования. Основное внимание в работе отдано механическим воздействиям морских льдов, приводящим к наиболее заметным изменениям рельефа прибрежношельфовой зоны.

Цель и задачи исследования. Цель работы – дать качественную и количественную характеристику рельефообразующей деятельности морских льдов как фактора динамики прибрежно-шельфовой зоны арктических и других замерзающих морей.

Для достижения поставленной цели сформулированы и решены следующие частные задачи:

собраны, обработаны и обобщены материалы отечественных и зарубежных исследований воздействий морских льдов на берега и дно замерзающих морей;

проведена типизация воздействий морских льдов на берега и дно;

выполнено описание морфологических и морфометрических признаков форм и микроформ рельефа, образовавшихся в результате динамических воздействий морских льдов в прибрежно-шельфовой зоне арктических и других замерзающих морей;

для типичной мелководной акватории замерзающего моря получены количественные оценки предельных глубин экзарации дна и берегов ледяными торосистыми образованиями (торосами, стамухами, несяками);

выполнены оценки сохранности форм ледово-экзарационного рельефа и интенсивности воздействий морских льдов на берега и дно мелководной замерзающей акватории в зависимости от глубины моря, рельефа дна и транспорта наносов в береговой зоне;

составлена схема районирования прибрежно-шельфовой зоны рельефообразующих воздействий морских льдов;

определены факторы региональной дифференциации интенсивности воздействий морских льдов на берега и дно;

выполнены оценки влияния изменений климата на интенсивность экзарации дна ледяными образованиями;

выполнены оценки влияния изменений климата и ледовитости арктических морей на динамику берегов;

разработана технология оценки интенсивности воздействий ледяных образований на берега и дно замерзающих морей.

Теоретические основы исследования и личный вклад автора.

Диссертация выполнена в Лаборатории геоэкологии Севера Географического факультета Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова в тесном сотрудничестве с Отделом прикладных Государственного океанографического института имени Н.Н.Зубова.

В основу диссертации положен обширный фактический материал, собранный в рамках работ, в которых автор являлся руководителем и ответственным исполнителем, в том числе по проектам Министерства образования и науки РФ: г/к № 02.442.11.7518 «Роль морских льдов в динамике берегов и дна арктических морей» и г/к № 02.442.11. «Динамика берегов западного сектора арктических морей России в условиях глобальных климатических изменений и локальных техногенных нарушений» ФЦНТП «Исследования и разработки по приоритетным направлениям развития науки и техники» на 2002-2006 годы; № П1574 от 10 сентября 2009 г. «Разработка научных основ и методов проведения мониторинга динамики берегов и колебаний уровня моря с целью последующего внедрения на станциях Федеральной службы по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды», г/к № П «Воздействия морских льдов на берега, дно и гидротехнические сооружения в прибрежно-шельфовой зоне Российской Арктики», г/к № П2393 «Абразия берегов и экзарация дна ледяными образованиями как факторы риска возникновения природных и техногенных катастроф в прибрежно-шельфовой зоне морей России», г/к № П1099 «Экзарация дна Северного Каспия ледяными торосистыми образованиями», г/к 14.740.11.0295 «Прогноз динамики берегов, сложенных дисперсными многолетнемерзлыми породами, в условиях изменения климата и ледовитости арктических морей в XXI веке»; соглашение № «Воздействия ледяных образований на дно морей Российской Арктики:

анализ натурных наблюдений и моделирование» ФЦП «Научные и научнопедагогические кадры инновационной России» на 2009-2013 годы; грантам РФФИ № 05-05-64258 «Роль морских льдов в динамике рельефа береговой зоны», РФФИ-ОФИ № 07-05-12072 «Разработка технологии оценки интенсивности динамических воздействий морских льдов на берега, дно и подводные инженерные сооружения» и РФФИ-Гельмгольц № 09-05- «Оценка изменениям».

Кроме того, большой объем натурного фактического материала получен лично автором во время многолетних экспедиционных исследований и изысканий на Белом, Баренцевом, Печорском, Карском, Охотском и Каспийском морях, проводившихся в связи с проектированием различных инженерных сооружений, прежде всего, подводных трубопроводов и кабелей связи. Дополнительно использовано большое количество, в основном зарубежных, литературных источников и открытых фондовых материалов Лаборатории геоэкологии Севера географического факультета МГУ имени М.В.Ломоносова, ФГБУ ГОИН, ВНИГМИ МЦД, АМИГЭ, ВНИИОкеангеология, ВНИИГАЗ и ААНИИ, а также данные из сети Интернет.

существенном развитии и систематизации существующих представлений о рельефообразующей деятельности морских льдов, в том числе:

составлена полная классификация видов воздействий морских льдов на берега и дно;

определена роль морских льдов как одного из наиболее значимых факторов формирования и динамики рельефа прибрежно-шельфовой зоны замерзающих морей;

предложена новая схема районирования прибрежно-шельфовой зоны типичного замерзающего моря по видам и интенсивности воздействий ледяных торосистых образований;

сформулировано представление об интенсивности экзарации и степени сохранности ледово-экзарационных микроформ в рельефе дна;

определены факторы локальной и региональной дифференциации интенсивности воздействий морских льдов на берега и дно;

проведена интегральная оценка и выполнено ранжирование арктических морей по интенсивности ледово-экзарационных воздействий морских льдов;

рельефообразующую деятельность морских льдов.

Важнейшие результаты диссертационной работы сформулированы в виде защищаемых положений:

1. Воздействия морских льдов на берега и дно можно разделить на две группы: (1) косвенное – выражается в защитной роли припая и дрейфующих льдов от волн и приливов; (2) прямое, включающее экзарацию берегов и дна; транспорт наносов морскими льдами; местный размыв дна, обусловленный особенностями ледовых условий;

формирование мерзлых пород в контактной зоне лед-дно. Среди этих процессов наиболее опасным является экзарация – деструктивное механическое воздействие льдов на грунт, связанное с динамикой ледяного покрова, торошением и стамухообразованием под влиянием гидрометеорологических факторов и рельефа прибрежно-шельфовой зоны.

2. Рельефообразующая деятельность морских льдов в прибрежношельфовой зоне большинства замерзающих морей находится в одном ранге с волнением и приливами. Параметры форм рельефа, созданных под воздействием морских льдов, могут достигать по глубине – первых метров, по ширине – первых десятков метров, по протяженности – нескольких километров, а объемы транспорта наносов на отдельных участках профиля подводного склона сопоставимы или превышают объемы наносов, перемещаемых под действием волн и течений. Таким образом, в замерзающих морях внешнюю границу береговой зоны целесообразно проводить на глубине, начиная с которой прекращается волновая переработка ледово-экзарационных форм, а ледово- экзарационный микрорельеф становится доминирующим.

3. Интенсивность экзарации дна определяется ледовыми условиями, глубиной акватории и геоморфологией дна. Наибольшие интенсивность и глубина экзарации дна приурочены к области дрейфующих льдов, тяготеющей к кромке припая, где в течение всего холодного сезона происходят торошения и вдоль которой осуществляется дрейф ледяных полей с вмерзшими в них торосистыми образованиями, достигающими дна.

С увеличением глубины моря вероятность образования и встречи тороса, килем достигающего дна, падает, вследствие чего уменьшается число актов пропашки. В пределах припая динамические воздействия морских льдов на дно ограничены его слабой подвижностью и локализованы вокруг стамух и гряд торосов, «сидящих» на подводных береговых валах.

4. Встречаемость и глубина борозд выпахивания характеризуют сохранность ледово-экзарационного микрорельефа, которая зависит как от давности акта пропашки, так и интенсивности развития литодинамических процессов. Благодаря низким скоростям седиментации на больших глубинах происходит «накопление» ледово-экзарационных форм, в то же время, в области волновых деформаций такие формы достаточно быстро перерабатываются. Кроме того, сразу после пропашки дна килем тороса имеет место частичное заполнение борозд в результате обрушения бортиков обваловки. Таким образом, для оценки максимальной глубины внедрения киля тороса в грунт и вероятностного определения частоты актов пропашки соответствующей глубины, характеристик встречаемости и глубины борозд недостаточно.

Региональная дифференциация интенсивности воздействий морских льдов на берега и дно, включая интервал глубин зоны наиболее интенсивной экзарации, предельную глубину моря, до которой возможно воздействие килей торосов на дно, и максимальную глубину их внедрения в грунт, определяется геоморфологическим строением прибрежношельфовой зоны, суровостью климата и системой циркуляции морских вод и льдов. Именно она отвечает за пространственно-временное перераспределение морских льдов различных типов. Так в арктическом бассейне наиболее интенсивные воздействия морских льдов фиксируются в прибрежно-шельфовой зоне морей, находящихся под напорным воздействием многолетних дрейфующих льдов из центральной Арктики. В формируются молодые льды, интенсивность воздействий морских льдов на берега и дно существенно ниже.

6. Потепление климата и вызванные им снижение ледовитости вместе со снижением мощности ледяного покрова, ширины развития припая и размеров ледяных образований приводят к смещению зоны наиболее интенсивного ледово-экзарационного воздействия в сторону суши. Рост температуры воздуха и воды, увеличение длины разгона волн, увеличение вероятности возникновения экстремальных штормовых нагонов на фоне увеличения продолжительности динамически активного безледного периода создают синергетически благоприятные условия для роста абразионного потенциала разрушения берегов, сложенных дисперсными многолетнемерзлыми породами.

Практическая ценность. Результаты и выводы, изложенные в данной работе, в прикладном аспекте могут быть использованы для проектирования, строительства и эксплуатации инженерных сооружений в прибрежно-шельфовой зоне замерзающих морей, а также для разработки и внедрения методологии проведения соответствующих инженерных изысканий под строительство. С учетом региональной специфики некоторые из полученных закономерностей могут быть использованы на стадии принятия стратегических решений по выбору мест расположения под строительство промышленных объектов на берегах и в акватории замерзающих морей России.

Результаты исследования использованы при проектировании и строительстве подводного перехода системой магистральных газопроводов «Бованенково-Ухта»

трубопровода была скорректирована в пользу динамически более стабильного участка. Учтены рекомендации автора по заглублению трубопровода в грунт.

Однако основная ценность работы выражается в возможности использовать полученные результаты и выводы для развития фундаментальных знаний и учебно-методического процесса в высших учебных заведениях страны. Диссертация является наиболее подробным на сегодняшний день обобщением существующих представлений «о воздействиях морских льдов на берега и дно», направленным на решение фундаментальной научной проблемы динамики рельефа береговой зоны замерзающих морей в условиях длительного сезонного присутствия морских льдов и их взаимодействия с берегами и дном. В этой связи она может быть также рекомендована студентам и аспирантам широкого круга специальностей.

Автором диссертации разработан и читается студентам-магистрантам Географического факультета МГУ спецкурс «Геоморфология и динамика прибрежно-шельфовой зоны арктических морей: теория и методы исследований».

Апробация работы. Защищаемые положения, результаты и выводы диссертационной работы опубликованы в серии статей и монографий, в том числе в 30 статьях журналов, рекомендованных ВАК России для публикации основных научных результатов диссертаций на соискание ученой степени доктора наук (Вестник Московского государственного университета. Серия 5. География; Известия РГО; Геоморфология;

Криосфера Земли; Водные ресурсы; Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология; Проблемы Арктики и Антарктики, Естественные и технические науки; Проблемы региональной экологии;

Доклады Академии Наук; Океанология; Труды Центрального научноисследовательского института имени академика А.Н.Крылова; Water Resources; Geo-Marine Letters; Doklady Earth Sciences; Oceanology; Estuaries and Coasts), монографиях «Ледяные образования морей Западной Арктики.

Под ред. Г.К. Зубакина. С.-Петербург. ААНИИ. 2006., 272 с.»;

«Геоэкологическое безопасность природопользования. Под ред. Н.И. Алексеевского, Москва, ГЕОС, 2007. С. 507.»; «State of the Arctic Coast 2010 – Scientific Review and Outlook. Forbes, D.L. (editor). Helmholtz-Zentrum, Geesthacht, Germany, 2011, 178 p.» и «Огородов С.А. Роль морских льдов в динамике рельефа береговой зоны, М.: Изд-во Московского университета, 2011, 173 с.».

Результаты исследования докладывались и обсуждались на всероссийских и международных конференциях и совещаниях, в том числе трансформация вещества и энергии в криосфере Земли» (Пущино, 2001); II International Workshop «Arctic Coastal Dynamics» (Потсдам, Германия, 2001); III International Workshop «Arctic Coastal Dynamics» (Осло, Норвегия, 2002); V международное совещание «Взаимодействие суша-океан в Российской Арктике» (Москва, 2002); Ломоносовские чтения (Москва, МГУ, 2003, 2005, 2007, 2008, 2012); Международная конференции «Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения» (Пущино, 2003); IV International Workshop «Arctic Coastal Dynamics», (С.-Петербург, 2003); XXI морфолитодинамика и геоэкология» (Светлогорск, 2004);.V International Workshop «Arctic Coastal Dynamics» (Монреаль, Канада, 2004); II International Conference on Arctic Research Planning (Копенгаген, Дания, 2005); II European Conference On Permafrost (Потсдам, Германия, 2005);

Международная научно-практическая конференция «Теория и практика безопасности российского Севера» (Мурманск, 2005); International Workshop «Arctic Coastal Dynamic-II» (Гронинген, Нидерланды, 2006);

Международная конференция «Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз её изменения» (Тюмень, 2006); XXII устойчивого развития прибрежной зоны моря» (Геленджик, 2007);

Международная конференция «Криогенные ресурсы полярных регионов»

Салехард, 2007); 19th International Conference on Port and Ocean Engineering Under Arctic Conditions “Recent Development of Offshore Engineering in Cold Regions” (Далянь, Китай, 2007); 8-я Международная конференция и выставка по освоению ресурсов нефти и газа Российской Арктики и континентального шельфа СНГ RAO/CIS Offshore (С.-Петербург, 2007);

International Workshop “Arctic Coastal Zones at Risk” (Тромсе, Норвегия);

Научная конференция «Полярные океаны и морская криосфера» (С.Петербург, 2007); XVII научная конференция по морской геологии (Москва, 2007); Научный семинар «Субаквальная криолитозона Арктики:

результаты исследований, методика изучения, моделирование» (С.Петербург, Научно-практическая конференция комплексной безопасности северных регионов Российской Федерации»

(Москва, 2008); The Ninth International Conference on Permafrost (Фербанкс, США, 2008); II Международная конференция «Освоение ресурсов нефти и газа российского шельфа: Арктика и Дальний Восток» (Москва, 2008); 9-я Международная конференция по освоению ресурсов нефти и газа Российской Арктики и континентального шельфа стран СНГ (C.Петербург, 2009); VI-е Щукинские чтения (Москва, 2010); Международная научная конференция «Природа шельфа и архипелагов Европейской Арктики. Комплексные исследования природы Шпицбергена» (Мурманск, 2010); International Climate Change Adaptation Conference (2010, ГолдКост, Австралия); International Conference “The Caspian Region: Environmental Consequences of the Climate Change” (Москва, 2010); Storm Surges Congress (Гамбург, Германия, 2010)»; The Tenth International Conference on the Mediterranean Coastal Environment, (Родос, Греция, 2011); Всероссийская конференция «Управление Арктическими территориями на базе научных знаний» (Салехард, 2012); Морские берега - эволюция, экология, экономика: XXIV Международная береговая конференция, посвященная 60-летию со дня основания Рабочей группы "Морские берега", (Туапсе, палеогеографические исследования полярных регионов» (Санкт-Петербург, 2012); Всероссийская конференция «Полярная механика» (Новосибирск, 2012); IV Международная Конференция «Освоение ресурсов нефти и газа российского шельфа: Арктика и Дальний Восток» (Москва, 2012); INQUA SEQS 2012 Meeting “At the Edge of the Sea: Sediments, Geomorphology, Tectonics, and Stratigraphy in Quaternary Studies” (Сассари, Италия, 2012).

Награды и премии. По теме диссертации в последние годы автором были получены следующие премии:

Лауреат премии фонда «Вольное дело» О.В.Дерипаска за 2007 год: за цикл работ «Роль морских льдов в динамике берегов и дна арктических морей», 2009-2010 годы: за статью «Огородов С.А., Архипов В.В.

Экзарация дна Каспийского моря ледяными торосистыми образованиями.

Доклады Академии наук, 2010, том 432, № 3, С. 403-407 // Ogorodov S.A.

and Arkhipov V.V. Caspian Sea Bottom Scouring by Hummocky Ice Floes.

Doklady Earth Sciences, 2010, Volume 432, Part 1, P. 703-707.»; 2012 год: за монографию «Огородов С.А. Роль морских льдов в динамике рельефа береговой зоны, М.: Изд-во Московского университета, 2011, 173 с.».

Лауреат премии Ученого Совета Географического факультета МГУ за лучший доклад на «Ломоносовских чтениях – 2012» на тему «Рельефообразующая деятельность морских льдов» (1-я премия).

Лауреат премии II степени имени графа И.И.Шувалова за 2012 год за монографию «Огородов С.А. Роль морских льдов в динамике рельефа береговой зоны, М.: Изд-во Московского университета, 2011, 173 с.».

Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, 5 глав и заключения, общий объем – 261 страница, включая рисунок, 5 таблиц и список литературы из 289 наименований, глоссарий.

Работа включает в себя исторический и терминологический обзор, характеризующий эволюцию взглядов и терминов, описывающих вопросы взаимодействия морских льдов с берегами и дном, результаты собственных полевых исследований, теоретические построения и выводы, полученные как на примере конкретных районов Карского и Каспийского морей, так и для арктического бассейна в целом.

На основе районирования по видам ледяных образований и их воздействию на дно рассматривается строение прибрежно-шельфовой зоны замерзающего моря. Проведено деление воздействий морских льдов на группы «косвенных» и «прямых». Косвенное или пассивное воздействие морских льдов на динамику берегов и дна замерзающих морей выражается в защитной роли припая и дрейфующих льдов от воздействия волн и приливов. Наибольшее внимание в работе отдано наиболее опасному из прямых воздействий – ледовому выпахиванию или экзарации. Рассмотрена транспортирующая роль морских льдов. Даются основные сведения о весьма редких и малоизученных формах рельефа, образовавшихся под действием ледовых процессов. Кратко описан вопрос термического и физико-химического воздействия морского льда на грунт, определяющий специфику морфолитогенеза в контактной зоне лед-дно.

В региональном разделе рассматривается история и методология исследований воздействий морских льдов на берега и дно в Байдарацкой губе Карского моря. Приводятся основные результаты районирования по интенсивности воздействий морских льдов и развитию литодинамических процессов на трассе подводного перехода газопроводом Байдарацкой губы.

Рассматриваются ледовые условия и возможность воздействия ледяных образований на дно Северного Каспия в годы с мягкими, умеренными и суровыми зимами.

Выполнено ранжирование морей Северного Ледовитого океана по интенсивности ледово-экзарационных воздействий как функции пространственно-временному перераспределению морского льда различного возраста и происхождения.

замерзающего моря в условиях изменения климата и ледовитости.

Установлены причинно-следственные связи между температурным режимом и продолжительностью безледного периода, длиной разгона волн и волновой энергией, как факторами динамики арктических берегов.

Благодарности. Автор благодарит профессора В.И. Соломатина, профессора Ф.Э. Арэ, профессора К.Н. Шхинека, профессора Г.А.

Сафьянова, профессора Г.И. Рычагова, профессора Е.И. Игнатова, профессора Л.А.Жиндарева, д.г.н. Г.К. Зубакина, д.ф-м.н. А.В. Марченко, научные взгляды которых оказали существенное влияние на автора, как на ученого – «морского геоморфолога», и его представления об объекте и предмете исследования; коллег по лаборатории и соратников по работе, к.г.н. А.С. Цвецинского, к.г.н. Ф.А. Романенко, к.г.н. Ермолова, к.г-м.н.

В.Е. Тумского, к.г.н. О.С. Шилову, к.г.н. Д.А. Шумовскую, к.г.н. О.В.

Кокина, к.г.н. Н.Г. Белову, А.М. Камалова, В.Ю. Бирюкова, В.В. Архипова, Д.Е. Кузнецова, А.И. Носкова, А.В. Баранскую, Н.Н.Шабанову и А.П.

Вергуна – за моральную поддержку, переданный опыт, предоставленные материалы, участие в экспедиционных исследованиях, ценные замечания и помощь в подготовке диссертации.

Светлой памяти Вениамина Александровича Совершаева посвящается.

1 РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ

МОРСКИХ ЛЬДОВ: ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ И

ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ

Строение и динамика прибрежно-шельфовой зоны арктических и других замерзающих морей имеют существенные отличия от морей умеренных и тропических широт, обусловленные зональными условиями, в первую очередь термическим режимом, характеризующимся отрицательными температурами в течение продолжительного холодного сезона или большую часть года.

Фундаментальные основы и общие закономерности развития береговой зоны замерзающих морей к настоящему моменту достаточно хорошо изучены (Вильнер, 1955; Леонтьев, 1961; Леонтьев и др., 1975;

Зенкович, 1962; Каплин, 1971; Попов, 1977; Попов, Совершаев, 1982; Арэ, 1980, 1985, 2012; Сафьянов, 1978, 1996; Совершаев, 1981, 1992;

Суздальский, 1974; Reimnitz, Barnes, 1974; Barnes et al., 1988; Are, 1996).

большинства замерзающих и, прежде всего, арктических морей является ее развитие в условиях криолитозоны. На значительном протяжении берега развиваются по термоабразионному типу. Термоабразия – процесс разрушения берегов, сложенных мерзлыми дисперсными породами, под совместным воздействием механической и тепловой энергии моря. Термин «термическая абразия / thermal abrasion» отечественный, однако, после выхода монографии Феликса Эрнестовича Арэ на английском языке (Are, 1988) все чаще используется и за рубежом. Большой прогресс в этой области знания достигнут в рамках реализации Международного инициативного проекта “Arctic Coastal Dynamics” (http://arcticportal.org/acd;

Rachold et al., 2005). В последние годы фундаментальная проблема исследования развития термоабразионных берегов получила новый существенный импульс в связи с прогнозируемым потеплением климата и возможным ускорением термоабразионного процесса. Появились работы, в которых делается попытка количественно определить скорости отступания термоабразионных берегов, дать прогноз изменения этих скоростей под влиянием тех или иных факторов меняющейся природной среды (Арэ и др., 2004; Васильев, 2005; Васильев и др., 2006; Григорьев, 2008; Григорьев и др., 2006; Леонтьев, 2002, 2003; Огородов, 2008; Разумов, 2000, 2001, 2002; Павлидис и др., 2007; Павлидис, Леонтьев, 2000; Are et al., 2005;

Atkinson, Solomon, 2003; Solomon, 2005). Таким образом, оказалось, что, несмотря на заложенные ранее фундаментальные основы, вопрос динамики берегов, сложенных мерзлыми льдистыми грунтами разработан еще недостаточно. Вместе с тем, уровень понимания и проработки проблемы термоабразии морских берегов в отечественной науке превосходит среднемировой.

Другой важнейшей особенностью, общей для всех типов берегов замерзающих морей, является длительное сезонное присутствие морского льда, обуславливающее развитие процессов его взаимодействия с берегами и дном. По своей значимости этот вопрос находится на одном уровне с термоабразией, однако в силу отсутствия народнохозяйственного заказа и четкой постановки задач, а также технического несовершенства обеспечения гражданских исследований и трудной доступности объекта изучения не получил должного внимания в советский период. Распад Советского Союза совпал по времени с активизацией освоения прибрежношельфовой зоны замерзающих морей и ознаменовался ростом интереса к данной проблеме, обусловленным пониманием прикладной значимости учета опасных ледовых процессов. Многочисленные частные фирмы и целые государственные научно-исследовательские институты, не знакомые с имеющимися мировыми достижениями в изучении и методологии исследования воздействий морских льдов, не имея ни базовых знаний, ни нормативных документов, начали бессистемно проводить изыскания в различных районах нашей страны. Основная проблема всех этих исследований – отсутствие фундаментальной основы, необходимой для понимания причинно-следственных связей и закономерностей в вопросах взаимодействия льда с берегами и дном. Многие специалисты, решая частные прикладные задачи, оказались просто не знакомы с имеющимися достижениями, получившей существенно более серьезное развитие зарубежной научной мысли. В результате некоторые отечественные работы страдают тенденциозностью и «неверным» пониманием сути процессов. Таким образом, для того, чтобы заполнить существующие пробелы в отечественной науке, нужна обобщающая работа, которая позволит суммировать и классифицировать существующие представления о взаимодействии морских льдов с берегами и дном (Совершаев, Соломатин, 1988). Именно в этом состоит задача данной работы – заложить фундаментальную основу теории динамики рельефа береговой зоны моря в условиях длительного сезонного присутствия морских льдов и их взаимодействия с берегами и дном.

Необходимо отметить, что в нашей стране вопросы взаимодействия морских льдов с берегами и дном вплоть до последнего времени практически не исследовались. За рубежом, особенно в США и Канаде, это направление, напротив, получило приоритетное развитие. Работы американских и канадских исследователей были начаты с выявления и систематизации сведений по экзарации дна торосами и стамухами. Первые наиболее детальные исследования в этом направлении проведены на шельфе морей Бофорта и Чукотского (Carsola, 1954; Rex, 1955). С помощью эхолотов и водолазных обследований на дне моря в пределах глубин 20–30 м выявлены борозды глубиной 1–2 м, шириной до 40 м и протяженностью до 2 км. Анализ скоростей придонных течений мористее 20-метровой изобаты позволил отклонить предположения о гидрогенном происхождении этих форм и трактовать их как формы ледовой экзарации.

Необходимость обеспечивать геоэкологическую безопасность освоения и строительства инженерных объектов стимулировала интенсивные комплексные исследования опасных природных процессов и явлений на арктическом побережье и шельфе Аляски. Систематические исследования всего комплекса процессов, связанных с прямым и косвенным воздействием морских льдов на дно и берега, ведутся Американской геологической службой, начиная с 70-х годов прошлого века, в рамках работ по изучению морфо- и литодинамики береговой зоны морей Бофорта и Чукотского (Reimnitz, Bruder, 1972; Reimnitz et al., 1972, 1974; 1975, 1978, 1985; Reimnitz, Barnes, 1974; Reimnitz, Maurer, 1979;

Barnes, Reimnitz, 1979; Barnes, 1982; Barnes et al., 1982, 1984, 1988; Hartz, 1978; Hopkins, Hartz, 1978; Kobayashi et al., 1981; Kovacs, Sodhi, 1980;

Osterkamp, Gosink, 1984; Short, 1974). Исследования велись по следующим направлениям: 1) Динамика береговой зоны и объемы вдольберегового транспорта наносов в условиях постоянного присутствия льдов; 2) Роль торосов и стамух в образовании экзарационных ледовых форм в рельефе дна; 3) Транспорт наносов, обусловленный дрейфом и подвижками льдов.

Эти исследования заложили фундамент существующих сегодня представлений о взаимодействии морских льдов с берегами и дном, литодинамике береговой зоны замерзающих морей.

В этот же период были открыты, описаны и детально изучены такие совершенно уникальные природные явления, как: 1) Воронки размыва (Reimnitz et al., 1974; Reimnitz, Kempema, 1983); 2) Ямы вытаивания (Reimnitz, Kempema, 1982; 3) Гряды ледового напора (Hume, Schalk, 1964;

Barnes, 1982); 4) Образование внутриводного льда и транспорт им наносов (Osterkamp, 1978; Reimnitz et al., 1987). Эти явления до настоящего времени практически не изучены в нашей стране.

В 1988 году вышла первая обобщающая работа «Береговая геоморфология Арктической Аляски» (Barnes et al., 1988), суммирующая результаты исследований предшествующего периода. На рисунке представлен трехмерный эскиз, иллюстрирующий комплекс рельефообразующих процессов в береговой зоне типичного арктического моря, рассматриваемых авторами данной работы.

Рис. 1. Строение береговой зоны Арктической Аляски (Barnes et al., 1988) В последние два десятилетия, в связи с введением в США моратория на дальнейшее освоение нефтегазовых месторождений Аляски и исследования в этом регионе были сокращены. Основные исследования воздействий морских льдов на дно и берега в последние годы ведутся преимущественно в Канадском секторе моря Бофорта (Forbes, Taylor, 1994;

Carmack, Macdonald, 2002), в районе дельты р. Макензи, где были открыты крупные месторождения углеводородов.

приоритетное значение, прежде всего для решения главной на тот момент задачи гидрометеорологического обеспечения мореплавания в арктических морях. С этой целью была создана крупнейшая в Мире специализированная организация – Арктический и антарктический научноисследовательский институт, построена сеть полярных станций и организовано проведение систематических научных исследований.

Развитие системы наблюдений в высокоширотной Арктике с использованием дрейфующих станций, воздушных экспедиций «Север», масштабных авиационных разведок по трассам Северного Морского Пути позволило решать широкий круг задач по освоению Арктики и укреплению обороноспособности страны на арктическом направлении. В конце 1960-х годов были построены научно-экспедиционные суда (НЭС) ледового класса «Михаил Сомов» и «Академик Федоров». В конце 1980-х годов научный флот ААНИИ насчитывал семь судов. Суда института проводили широкомасштабные работы в Арктике, а отечественная наука по праву занимала ведущее место в мире в области исследования морских льдов и их режимно-климатических характеристик.

Вместе с тем, специальных исследований воздействий морских льдов на берега и дно в советский период долгое время не проводилось, так как насущной народнохозяйственной задачи, связанной со строительством инженерных сооружений в прибрежно-шельфовой зоне не было.

Из анализа отечественной литературы этого периода видно, что вопросы, поднимаемые авторами, встали на повестку дня не в связи с исследованиями воздействий морских льдов как таковых, а при изучении смежных вопросов географии, геологии, геоморфологии, ледоведения и мерзлотоведения. По результатам анализа и обобщения литературных источников советского периода можно выделить следующие направления:

1) Защитная роль припая и дрейфующих льдов, ограничивающих воздействие активных гидродинамических факторов на развитие берегов и шельфа арктических морей (Каплин, 1971; Совершаев, 1976, 1982;

Сафьянов, 1978; Арэ, 1980); 2) Роль морских льдов в переносе обломочного материала (Белов, 1976; Шуйский, 1986; Чувардинский, 1974;

Лисицын, 1994); 3) Воздействия морских льдов на берега (Совершаев, 1981; Арчиков и др., 1989); 4) Экзарационные воздействия на дно торосов и стамух (Кошечкин, 1958; Арэ, 1980); 5) Формирование многолетне- и сезонно-мерзлых пород в зоне контакта «лед-дно» (Григорьев, 1987;

Жигарев, Плахт, 1977).

исследований стала обобщающая работа Ф.Э. Арэ «Динамика прибрежной зоны арктических морей» (Are, 1996), в которой заметное место уделено рельефообразующей деятельностью морских льдов.

Первые отечественные исследования ледяного покрова, в рамках которых были обнаружены, измерены и документально зафиксированы Чилингарова и Г.А. Кадачигова (1981) в районе мыса Харасавэй (Западный Ямал) весной 1977 и 1978 гг. Работы проводились с целью обеспечения исследование как надводной, так и подводной морфологии припая, прежде всего, стамух и барьеров торосов, придающих припаю устойчивость.

Водолазное обследование подводного строения торосистых образований показало, что под водой они состоят из обломков льда толщиной около метра и от 2 до 5 м в поперечнике, на которых местами прослеживаются частицы грунта, а сами обломки контактируют с дном, либо частично вдавлены в него (рис. 2). В сторону открытого моря в направлении перпендикулярном обследованной гряде торосов на несколько десятков метров прослеживались широкие борозды, глубиной до 50 см. Было установлено, что появление борозд связано с подвижкой припая в сторону берега, а образование торосов произошло на несколько большей глубине.

С 1988 г., когда начались работы по исследованию природных условий Байдарацкой губы Карского моря (Природные условия…, 1997), в связи с активизацией коммерческого освоения прибрежно-шельфовой зоны морей России начался новый этап исследования воздействий морских льдов на берега и дно. Специальные исследования воздействий ледяных торосистых образований на дно и навалов льда на берега ведутся в рамках инженерно-гидрометеорологических, инженерно-геологических и инженерно-гидрографических изысканий в рамках комплексного изучения природных условий под строительство гидротехнических сооружений в береговой зоне, прежде всего подводных трубопроводов и кабелей связи.

Недостатком подобного рода исследований является тот факт, что их результаты, как правило, закрыты для широкой научной общественности и не опубликованы в открытой печати, не выходя за рамки проектов.

Рис. 2. Образование стамухи в Карском море (Бородачев и др., 1990) К настоящему времени в России воздействия морских льдов в той или иной степени детальности исследованы в 4 районах. Это Байдарацкая губа Карского моря (Природные условия…, 1997; Совершаев и др. 1998;

Огородов, 2008, 2011; Огородов и др., 2007, 2008, 2010; Beloshapkov, Marchenko, 1998; Marchenko et al., 2007; Ogorodov, 2008; Марченко и др., 2009), Печорское море (Гудошников и др., 2003; Нестеров и др., 2003;

Зубакин и др., 2003, 2004; Ледяные образования Западной Арктики, 2006;

Zubakin et al., 2002; Ogorodov et al., 2005), шельф Сахалина (Поломошнов, 1990; Сурков, Трусков, 1993; Астафьев и др., 1997; Вершинин и др., 2005, 2007), Северный Каспий (Бухарицин, 1984, 1987, 1994; Болгов, 2007;

Огородов и др., 2010; Огородов, Архипов, 2010).

Наиболее острой проблемой современной науки и практики является достоверное определение глубины внедрения киля тороса в грунт. В силу суровости природных условий в замерзающих морях, трудной доступности объекта исследований и технической сложности инструментального определения натурные измерения не всегда дают ответ об интенсивности и глубине экзарации дна ледяными образованиями. В ряде случаев на помощь приходит математическое и лабораторное моделирование ледовых воздействий на берега и дно, активно развивающееся в последние десятилетия как за рубежом (Chari, Allen, 1974; Chari, 1979; Been et al., 1990, Kioka et al., 1995, 1998; Foriero, 1998; Yang et al., 1997; Liferov et al., 2007), так и в России (Ryabinin et al., 1995; Астафьев и др., 1997; Клячкин и Сухоруков, 1997; Beloshapkov et al., 1998; Beloshapkov, Marchenko, 1998;

Arkhipov et al., 1999; Vershinin et al., 2004; Ледяные образования морей Западной Арктики, 2006; Marchenko et al., 2007; Вершинин и др., 2005;

Вершинин и др., 2007; Огородов и др., 2008; Марченко и др., 2009;

Богородский и др., 2010; Shestov et al., 2010; Шестов и др., 2011; Ogorodov et al., 2013). В свою очередь, развитие математического моделирования тормозится отсутствием надежных данных изысканий, например, по прочностным характеристикам килей дрейфующих торосистых образований, также как и по физико-механическим свойствам донных грунтов в ненарушенном состоянии.

2 ДИНАМИКА ПРИБРЕЖНО-ШЕЛЬФОВОЙ ЗОНЫ

ЗАМЕРЗАЮЩЕГО МОРЯ: ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И

ОПРЕДЕЛЕНИЯ

Согласно определению (Морская геоморфология…, 1980), береговая зона – это прибрежная полоса моря и заливаемой при волнении суши со специфическими формами рельефа, созданными под преимущественным воздействием волн, которые, трансформируясь и разрушаясь в пределах данной полосы вследствие уменьшения глубины, расходуют энергию в основном на переформирование подводного берегового склона и берега, перемещение прибрежно-морских наносов и построение аккумулятивных береговых форм.

Термин прибрежно-шельфовая зона, часто употребляющийся в данной работе, не имеет точного определения в научной литературе, но фактически является аналогом термина «береговая зона» в более широком понимании, как зона взаимодействия литосферы, гидросферы и атмосферы, не ограничиваясь волновым движением наносов. Например, в арктических морях воздействия ледяного покрова, как части гидросферы распространяться существенно глубже, чем волновой транспорт наносов.

Береговая (так же как и прибрежно-шельфовая) зона, состоит из трех геоморфологических элементов – берега, подводного склона и пляжа (рис. 2.1). Берег – полоса суши, на которой имеются формы рельефа и накопления наносов, созданные морем при его современном среднемноголетнем уровне. На абразионных берегах верхняя граница берега, а следовательно, и береговой зоны проходит по кромке клифа, на берегах аккумулятивных – по внутреннему краю современной надводной террасы.

Ниже берега лежит подводный береговой склон, в пределах которого профиль дна, накопления наносов и формы мезорельефа образовались также при современном среднемноголетнем уровне моря. Между берегом и подводным склоном выделяется прибойная полоса, где при волнении образуется возвратно-поступательный прибойный поток, или накат. В возвратную фазу наката поверхность грунта обнажается, а во время поступательной фазы часть берега заливается водой. Если в эту полосу поступает достаточное количество наносов, они образуют специфическое, весьма изменчивое аккумулятивное образование, называемое пляжем.

Рис. 2.1. Береговая зона бесприливного моря (по Морская геоморфология…, 1980, с изменениями): I – абразионный берег, II – аккумулятивный берег; А – побережье, Б – береговая зона, В – открытое море, Г – подводный береговой склон, Д – зона трансформации волн; Е – волноприбойная зона; Н0 – глубина начала волнового движения наносов;

В приливных морях и при нагонах прибойная полоса мигрирует по отмелому берегу в зависимости от хода уровня, а также от рельефа и уклона берега и подводного склона. В этом случае верхней границей подводного берегового склона следует считать урез воды при отливе (малая вода) или при сгоне, а между этой границей и пляжем формируется еще один геоморфологический элемент – приливная, или ветровая осушка, т.е. полоса дна, осушаемая в фазе отлива или во время сгона и развивающаяся вследствие этого, как и пляж, под воздействием не только морских, но и субаэральных факторов.

Нижняя граница береговой зоны проходит там, где активные гидродинамические факторы, а именно – наиболее крупные штормовые волны, свойственные данному району, создают при наиболее низком уровне моря придонные скорости, достаточные для взмучивания и направленного перемещения наносов, что, согласно теории волновых процессов, соответствует глубине, равной половине длины волны в открытом море.

Динамикой береговой зоны называется совокупность локализованных в ней процессов и явлений, обусловливающих ее развитие (Морская геоморфология…, 1980).

Факторы, определяющие динамику береговой зоны, делят на активные, обладающие достаточной кинетической энергией, чтобы производить работу по перестройке берега и подводного склона, по перемещению наносов и созданию крупных аккумулятивных форм, и пассивные, не обладающие такой энергией, но способные влиять на интенсивность, а иногда и на характер проявления активных факторов.

К первым следует отнести, прежде всего, ветровое волнение, зыбь и обусловливаемые ими волновые течения, ветер, волновые и приливные течения, а в замерзающих морях также и прямые воздействия морского льда на берега и дно. Ко вторым – большую группу геологогеоморфологических факторов, включая строение и состав пород, слагающих берег, морфологию подводного берегового склона, рельеф и уклоны прилегающей суши, характеристики наносов и источников питания ими береговой зоны, некоторые климатические факторы (широтная зональность береговых процессов, определяющая ветровой и ледовый режимы бассейна, а в ряде случаев и свойства слагающих берег пород, например, распространение многолетнемерзлых грунтов в арктическом секторе) и группу факторов, обусловливающих периодическое или эпизодическое изменение уровня моря в береговой зоне (приливы и нагоны) и тем самым перераспределение энергии первой группы активных факторов.

Морские льды определяют особенности динамики береговой зоны замерзающих морей, участвуя наряду с другими факторами как в группе активных, так и в группе пассивных, в значительной мере определяющих место и продолжительность действия факторов первой группы. Морской лед – любая форма льда, встречающегося в море и образовавшегося в результате замерзания морской воды (WMO Sea-Ice Nomenclature, 1989).

Льды, встречающиеся в море, вслед за М.В.Ломоносовым (1761) по происхождению делят на морские, пресноводные и материковые или глетчерные (Классификация и терминология…, 1954). Для пресноводных льдов, образующихся в распресненных приустьевых районах моря или вынесенных из рек и озер, применима соответственно та же классификация и терминология, что и для собственно морских льдов.

характеристикам (признакам), а именно: 1) по стадиям развития (возрасту) льда, 2) по подвижности льда, 3) по строению ледяного покрова, 4) по состоянию поверхности льда и 5) по стадиям таяния и разрушения льдов.

Все эти характеристики взаимно связаны и, дополняя друг друга, позволяют создать достаточно цельное представление обо всем известном разнообразии льдов и ледовых явлений.

В отличие от морского льда материковый лед значительно менее разнообразен. Поэтому льды материкового происхождения в море делятся в основном только на неподвижные (шельфовые ледники) и дрейфующие поверхности и т. п.), существенные для морских льдов, не имеют столь важного значения для льдов материкового происхождения.

В данной работе рассматривается взаимодействие лишь морских льдов с берегами и дном, процесс, носящий глобальный циркумполярный характер и, соответственно в большей степени характеризующийся закономерностями. Распространение же айсбергов приурочено к крупным ледниковым массивам и имеет локализацию в виде ареалов (Котляков, 1994), а их воздействие на берега и дно специфично для каждого из ареалов и заслуживает отдельного исследования.

Ниже приводится классификация и терминология для морского и материкового льда, из которых первый образуется из морской воды, а ко второму относятся находящиеся на плаву части ледников, спускающиеся в море, и оторвавшиеся от них дрейфующие обломки – айсберги (рис. 2.2).

прибрежно-шельфовой зоны типичного замерзающего моря, а также основные виды формирующихся здесь ледяных образований. Наиболее удачно строение прибрежно-шельфовой зоны замерзающего моря было охарактеризовано выдающимся советским и российским ученымполярником, помором по рождению, Вениамином Александровичем Совершаевым, внесшим огромный вклад в изучение береговой зоны арктических морей и стоявшего в нашей стране у истоков нового научного направления полярных исследований в области «динамики береговой зоны замерзающего моря», включая воздействия морских льдов на берега и дно.

На примере Байдарацкой губы Карского моря, одного из наиболее изученных с этой позиции в России района, им была предложена первая схема районирования прибрежно-шельфовой зоны по видам воздействия морских льдов (Природные условия…, 1997).

Рис. 2.2. Схема построения классификации льдов, встречающихся в море (Классификация и терминология…, 1954) Поступающие в последние годы более детальные и точные данные, в том числе результаты натурных исследований автора, позволили существенно уточнить модель В.А. Совершаева как по характеристикам ледяных образований, так и морфологии подледного рельефа. Далее приводится обновленная схема строения прибрежно-шельфовой зоны замерзающего моря в интерпретации автора настоящей работы и соответствующая ей детальная характеристика, в которой она разделена на сегменты в направлении от берега вниз по подводному склону (рис. 2.3).

Первый сегмент (I) находится за пределами прямого влияния морских льдов и не имеет особых отличий от берегов умеренных широт.

Второй сегмент (II) включает береговой откос и верхнюю часть пляжа. Здесь на берегах с откосами возможны навалы и надвиги льдов с образованием гряд несортированного пляжного материала, срезание растительного покрова с береговых откосов, что в условиях криолитозоны приводит к деградации многолетнемерзлых пород и ускорению термоабразионных и термоденудационных процессов. Навал льда – нагромождение льдин на берегах акваторий (Бородачев и др, 1994).

Третий сегмент (III) включает в себя область осушки и прибрежного вдольберегового вала, в пределах которых в холодный период формируется неподвижный припай. Припай основная форма неподвижного морского льда, которая образуется вдоль побережья, где он прикреплен к берегу, а на мелководных участках моря – ко дну; может образоваться естественным образом из соленой воды или в результате примерзания к берегу или припаю плавучего льда любой возрастной категории (WMO Sea-Ice Nomenclature, 1989). Припайный лед смерзается с грунтом, образуя подошву припая. Подошва припая – прибрежная часть припая, смерзшаяся с дном до глубины равной толщине льда (Словарь океанографических терминов, 2002). В морях с приглубым подводным склоном область, занимаемая подошвой припая относительно узкая; в некоторых мелководных заливах может достигать десятков километров. В контактной зоне лед-дно формируется сезонно-мерзлый слой. Припай здесь остается неподвижным при приливных колебаниях уровня моря и сохраняется некоторое время после взлома его основной части; от остальной мористой части припая отделяется приливной трещиной.

Рис. 2.3. Прибрежно-шельфовая зона замерзающего моря. Условные обозначения: 1 – припай, смерзшийся с дном; 2 – припай «на плаву»; 3 – дрейфующие ледяные поля; 4 – торосистые ледяные образования (торосы, стамухи, ледяные плотины), навалы и надвиги льда на берег; 5 – внедрение киля тороса в грунт; 6 – формирование сезонно-мерзлых грунтов в контактной зоне «лед-дно»; 7 – приливная трещина; 8 – высокоминерализованные воды в межваловых Приливная или сгонно-нагонная трещина – трещина, образующаяся между припаем и его подошвой под влиянием колебаний уровня моря (Классификация и терминология…, 1954) и делит припай на неподвижный и «припай на плаву».

Четвертый сегмент (IV) включает себя зону мористых береговых валов и подводный береговой склон, находящиеся в пределах припая «на плаву» и в этой связи менее устойчивого по сравнению с той его частью, которая смерзлась с грунтом. От припая «на дне» припай «на плаву»

обычно отделяется приливной трещиной или серией трещин. Ширина сегмента обычно меняется в зависимости от уклонов дна и суровости климата. Под действием приливно-отливных и сгонно-нагонных колебаний уровня припай «на плаву» испытывает вертикальные движения, амплитуда которых тем выше, чем дальше тот или иной участок находится от берега. В районах с высокими уклонами подводного склона, интенсивной гидродинамикой и переходным менее суровым климатом припай «на плаву» нестабилен, может периодически взламываться и отрываться от берега. В период становления припая осенью на вдольбереговых валах, как правило, формируются гряды торосов и стамухи. Эти торосы играют роль защитного барьера, принимая все сжатия и ледовые нагрузки со стороны моря на себя. Мористая часть сегмента – участок относительно ровного дна, где формируются отдельные стамухи и гряды торосов, но образование их обусловлено не морфологией дна, а гидрометеорологическими условиями, т.е. носит случайный характер.

Торос – нагромождение льда, образовавшееся в результате бокового давления ледяных полей друг на друга, а также на берега и на мелководные участки дна и происходящего при этом обламывания их краев (Гляциологический словарь, 1984). Гряда торосов – сравнительно прямолинейное нагромождение битого льда, образовавшегося в результате сжатия (WMO Sea-Ice Nomenclature, 1989).

Торосы формируются при ветровых и приливных сжатиях ледяных полей вследствие выдавливания блоков и обломков льда на поверхность ледяного покрова и в воду (рис. 2.4).

Рис. 2.4. Образование тороса (по Дееву, 2002, с изменениями). Стрелками показаны силы сжатия (1), силы тяжести (2), архимедовы силы (3) В результате неравенства архимедовой силы и силы тяжести при образовании тороса его форма в надводной и подводной частях уравновешивается при соотношении высот примерно 1 к 5 (Ломоносов, 1761; рис. 2.5). Сечение тороса представлено двумя равнобедренными трапециями, сложенными большими основаниями на уровне воды. Все линейные размеры тороса кратны высоте его надводной части hн. Осадка тороса hп равна 5hн. Угол ската надводной части a = 27. Киль – гребень подводной части тороса.

Рис. 2.5. Поперечный разрез гряды тороса (Богородский, Гаврило, 1980).

Стамуха – ледяное торосистое образование, сидящее на грунте или на мели (Гляциологический словарь, 1984). Образуется из остатков торосистого берегового припая, из несяков и торосистых льдин, севших на грунт. В ряде случаев стамухи смерзаются с грунтом, образуя на дне сезонномерзлый слой (рис. 2.3). У стамухи соотношение высот надводной и подводной части обычно составляет 1: 2, в ряде случаев даже 1: 1 (Зубов, 1944). Поморский термин стамуха, введенный в употребление в научную литературу М.В.Ломоносовым (1761), в настоящее время широко применяется в англоязычной научной литературе.

Несяк – большой торос или группа смерзшихся торосов, образующих отдельную льдину, находящуюся на плаву (Гляциологический словарь, 1984). Встречаются однолетние и многолетние несяки, причем некоторые из них выступают на высоту до 5 метров над уровнем моря.

Пятый сегмент (V, см. рис. 2.3) включает в себя зону торошения на мористой кромке припая, где в течение всего зимнего периода происходят мощные сжатия и деформации дрейфующих льдов преимущественно со стороны моря. В результате динамических нагрузок в прикромочной части припая обычно формируется серия субпараллельных гряд торосов, т.е.

пояс торошения. Значительная часть торосистых образований здесь может достигать дна. Следует также заметить, что в течение холодного сезона сформировавшиеся ранее гряды торосов оказываются в пределах припая (сегмент IV).

Шестой сегмент (VI) включает в себя зону ледяных полей, дрейфующих вдоль мористой кромки припая. Многие ледяные поля могут достигать несколько километров в поперечнике и содержать в своем теле торосистые образования, в том числе в некоторых районах Арктики и многолетние. Под действием ветра и приливных течений такие ледяные поля дрейфуют вдоль кромки припая, выпахивая при этом дно. В периоды активизации сильных прижимных ветров они оказывают мощное напорное воздействие, вызывая торошения на кромке припая (сегмент V), где гряды торосов часто образуют ледяную плотину. При действии отжимных ветров в пределах сегмента VI формируется заприпайная полынья. Здесь же встречаются «несяки», которые могут быть принесены течениями из других районов и акваторий с более суровыми ледовыми условиями, и также способны эродировать дно.

Ледяное поле – наиболее крупное по площади образование дрейфующего льда (от 0,5 км до 10 км и более, Классификация и терминология…, 1954). Образуется при постепенном намерзании ровного льда или вследствие смерзания льда разного вида, а также разрушения берегового припая на большие части, которые затем выносятся в море.

Ледяное поле может быть ровным или торосистым, по возрасту – однолетним или многолетним.

Ледяная плотина – протяженная гряда из достигающих дна торосов и набивного льда, образующаяся под напорным воздействием ледяных полей на кромку припая.

Заприпайная полынья – устойчивое, обширное пространство чистой воды, начальных видов льда, ниласа любой сплоченности или зона редкого льда других возрастных градаций, образовавшееся между припаем и дрейфующими льдами более высокой сплоченности (по Бородачев и др, 1994 с изменениями).

Седьмой сегмент (VII, см. рис. 2.3) по видам ледяных образований практически не отличается от сегмента VI. Принципиальное отличие заключается в том, что глубина моря здесь больше и дрейфующие торосистые образования не достигают дна, а формирование стамух на такой глубине тем более невозможно. В некоторых районах Мирового океана на таких глубинах могут быть встречены айсберги и их обломки, однако проявления их локальны и не носят циркумполярный характер.

Айсберги, являясь продуктом деятельности ледников, генетически не относятся к морским льдам и их деятельность в данной работе не рассматривается.

С учетом того, что рельефообразующая деятельность морских льдов, включая экзарацию берегов и дна ледяными торосистыми образованиями, является основным предметом данной работы, рассмотрим основные понятия и определения в этой области знаний.

В словаре морских ледовых терминов (Бородачев и др, 1994) экзарация дна торосистыми образованиями определяется, как вспахивание дна подводной частью торосов, стамух, плотин из набивного льда и т.д.

Автор предлагает более широкое и универсальное определение (по Огородов, 2003): ледовое выпахивание или экзарация – деструктивное механическое воздействие льдов на грунт, связанное с динамикой ледяного покрова, торошением и стамухообразованием под влиянием гидрометеорологических факторов и рельефа береговой зоны.

Формы рельефа, образовавшиеся при этом, по рангу и размеру следует отнести к микроформам, а ледово-экзарационный рельеф к микрорельефу (Никифоров, 2006).

Терминология в вопросах изучения особенностей взаимодействия льда с морским дном до настоящего времени не стандартизована. В году на координационном совещании «Совет национальных ресурсов Канады» в рабочем порядке установил использование термина ice scouring (ледовая эрозия) для процессов взаимодействия между льдом и дном моря.

Вместе с тем, американские ученые чаще используют термин ice gouging, что в дословном переводе на русский язык означает «ледовое выдалбливание или выдавливание (грунта)». Следует отметить, что российскими исследователями чаще используется термины «пропашка», «ледовое выпахивание» или «ледовая экзарация», характеризующие те же процессы. За рубежом термин «экзарация» для процессов механического воздействия морских льдов на грунт не используется.

Что касается форм рельефа, образовавшихся под действием морских льдов, длительное время среди отечественных исследователей не было единого мнения по вопросу определения морфометрических параметров ледово-экзарационных форм. В частности, глубина борозд выпахивания измерялась в одних случаях с учетом бортиков обваловки, в других – от среднего уровня поверхности дна. Имелись и проблемы с переводом на русский язык некоторых англоязычных терминов, не имевших аналогов в отечественной научной литературе, например, strudel-scour depression – воронка сверления (высверливания, размыва и др. варианты).

Учитывая тот факт, что работы американских и канадских исследователей в рамках научного направления по изучению процессов взаимодействия морских льдов с берегами и дном заметно опередили отечественные исследования в этой области, автор предлагает воспользоваться наработками зарубежных ученых.

Наиболее удачно механизм образования и параметры ледовоэкзарационных форм были охарактеризованы П.Бэрнсом с соавторами (Barnes et al., 1984, рис. 2.6).

Рис. 2.6. Схема формирования систем параллельных борозд выпахивания «многокилевыми» и единичных борозд «однокилевыми» торосистыми образованиями (Barnes et al., 1984): k – глубина моря; s – высота тороса (над уровнем моря); d – глубина борозды; w – ширина борозды; r – высота бортика обваловки; m – ширина системы борозд; sf – ширина бортика; – Далее представляется основная терминология, используемая как зарубежными, так и большинством отечественных специалистов для описания качественных и количественных характеристик ледовоэкзарационных форм и других, связанных со льдами явлений.

Борозда выпахивания, борозда ледовой экзарации, ледовая борозда – отрицательная линейная форма рельефа дна, пляжа или осушки, сформировавшаяся в результате механического воздействия килей перемещающихся ледовых образований (рис. 2.6).

Плотность борозд – число отрицательных ледово-экзарационных форм на единице площади дна.

Глубина борозды – глубина формы ледовой экзарации, измеренная вертикально от среднего положения окружающего дна до самой глубокой гравитационного заполнения борозды наносами глубина ее в момент измерения обычно не эквивалентна начальной, которую выпахал лед, т.е.

глубина борозды не равна глубине экзарации. Глубину борозды также не следует путать с глубиной ее дна относительно уровня моря.

Ширина борозды – расстояние, измеренное горизонтально поперек борозды на уровне среднего положения дна. В это значение не входит ширина боковых гряд, которые обычно окаймляют борозды.

Высота бортика обваловки – высота сложенного донными осадками бокового бортика борозды, измеренная вертикально между наивысшей точкой гряды и средним уровнем дна.

Размах (мощность) борозды – сумма глубины борозды и высоты сопряженного с ней бортика обваловки.

Ориентировка борозды – направление оси ледовой борозды относительно направления на истинный Север. С использованием этого параметра определяется предполагаемое направление движения льда, однако, необходимо учитывать, что выпахивание теоретически могло осуществляться в любом из двух противоположных направлений.

Определить направление движения тороса достаточно сложно, т.к. в силу большой протяженности борозд найти место входа киля тороса в грунт и место остановки процесса выпахивания в большинстве случаев не представляется возможным. Значительные вариации в ориентировке борозд нередко приводят к субъективным ошибкам в оценке этого параметра.

видимые нарушения дна, выражающие в интегрированном виде сумму параметров – плотность борозд, их максимальную глубину и ширину.

Система борозд – две борозды или более, практически параллельные или многокилевой ледяной гряде. Важно рассматривать каждую отдельную борозду в пределах системы как единичную геоморфологическую форму, обусловленную единичным ледовым воздействием, так как отнюдь не всегда можно достоверно определить сформирована система борозд двигавшихся параллельно в одном направлении.

образованных многокилевым ледяным образованием.

Ширина зоны нарушений – ширина поверхности дна с нарушенным льдом рельефом, измеренная поперек системы борозд. Ширина зоны приблизительно на 25% больше, чем ширина самой борозды.

Ориентировка системы – ориентировка оси системы борозд относительно направления на Север.

Воронки размыва (высверливания) – локальные отрицательные формы рельефа дна и осушек, образовавшиеся в результате эрозионного воздействия водоворотов в местах стока речных вод в отверстия в припае.

Образуются в период весенне-летнего половодья в период разлива речных и талых вод на поверхности припая. Механизм образования таких воронок изучен слабо.

Ямы вытаивания – отрицательные формы рельефа, образующиеся на пляже в результате вытаивания льда, захороненного ранее наносами.

Напорные валы, гряды ледового напора – гряды из обломочного материала ориентированные, как правило, субпараллельно линии берега.

Они формируются в результате выдавливания обломочного материала припайными льдами со дна и осушек и последующего его отложения на берег. Такие валы и гряды могут находиться как вблизи уреза, так и могут быть продвинуты на десятки и даже сотни метров вглубь суши.

Помимо терминов, характеризующих отдельные формы рельефа, в данной работе часто будет упоминаться пространственно-временное понятие «ледовитость». Ледовитость – распространение льдов в акватории, независимо от их сплоченности и возраста, определяемая отношением площади с морским льдом к площади акватории в целом (Бородачев и др, 1994).

КЛАССИФИКАЦИЯ ВОЗДЕЙСТВИЙ МОРСКИХ

ЛЬДОВ НА БЕРЕГА И ДНО

В настоящей главе проведено обобщение доступной автору информации о видах воздействий морских льдов на берега и дно критического анализа систематизированы по видам воздействия морских льдов. При анализе воздействий морских льдов на берега и прибрежношельфовую зону с большой долей условности их можно разделить на группы (рис. 3.1): (1) косвенные – выражаются в защитной роли припая и дрейфующих льдов от волн и приливов; (2) прямые, включающие экзарацию берегов и дна, транспорт наносов морскими льдами, местный размыв дна, обусловленный особенностями ледовых условий, формирование мерзлых пород в контактной зоне «лед-дно». Конкретные примеры ледовых воздействий в прибрежно-шельфовой зоне рассмотрены для наиболее изученных с этой позиции районов российской Арктики, а также морей американо-канадского сектора.

Рис. 3.1. Виды воздействий морских льдов на берега и дно 3.1 Защитная роль припая и дрейфующих льдов Косвенное или пассивное воздействие морских льдов на динамику берегов и дна замерзающих морей выражается в защитной роли припая и дрейфующих льдов от воздействия волн и приливов. Блокируя береговую зону в течение большей части года, припай регулирует действие активных гидродинамических факторов, сокращая время их проявления (на отдельных участках до 10 % годового времени (Совершаев, 1976, 1992;

Каплин, 1971; Арэ, 1980). С учетом того, что в Арктике прибрежношельфовая зона большую часть года покрыта припайными и дрейфующими льдами, величина суммарного расхода волновой и приливной энергии сокращается здесь в 5–10 раз (Сафьянов, 1978). В результате динамический возраст береговой зоны замерзающих морей значительно меньше по сравнению с морями умеренных и тропических широт.

Наиболее полное представление о длительности динамически активного периода может быть получено с помощью коэффициента отношение суммарного среднемноголетнего периода открытой воды к календарному числу дней в году, выраженное в процентах. Если принять динамический возраст, достигшей в целом стадии зрелости современной береговой зоны безледных морей, равным 6 тыс. лет (считая от момента достижения уровнем Мирового океана современных отметок), то, имея в виду, что эти 6 тыс. лет ледовые условия в замерзающих морях были близки к современным, берега последних следовало бы считать находящимися в стадии юности (Зенкович, 1962). Динамический возраст береговой зоны арктических морей составляет всего 600–2500 лет (табл. 3.1).

происходит в криогенных условиях, поэтому понятие «профиль динамического равновесия» теряет смысл. Термоабразионные берега могут разрушаться сколь угодно долго даже при крайне низких значениях уклона подводного склона, так как в процессе термоабразии происходит увеличение глубин над подводным береговым склоном (Арэ, 1980). Таким образом, благодаря криогенному и ледовому факторам морфология берегов и подводного склона береговой зоны арктических морей имеет существенные отличия. Морфодинамические закономерности, присущие морям умеренных и тропических широт, здесь, в ряде случаев, не выполняются.

Коэффициент безледного времени и динамический возраст берегов морей Арктики (Совершаев, 1992, с дополнениями) Коэффициент времени (%) Динамический возраст (лет) В летний период, когда большая часть прибрежной акватории уже свободна от льда, морские льды также в состоянии оказывать косвенное воздействие на ход береговых процессов. Так, П.А. Каплин (1971) отмечает, что стамухи способны длительное время препятствовать подходу волн к приурезовой зоне, защищая берег от их прямого воздействия. В Чукотском море он наблюдал протяженный барьер из стамух, сформировавшийся в 3–4 км от берега в зоне глубин с отметками 10–15 м, который принимал на себя удары волн. Между стамухами и берегом оставалась полоса спокойной воды.

Фрагменты припая и битый однолетний лед, вынесенные на пляж (рис. 3.1.1), или остающиеся на мелководье (рис. 3.1.2) способны некоторое время защищать береговые уступы от прямого разрушительного воздействия волн (Арэ, 1980). Однако такие льды сравнительно быстро тают или уничтожаются прибоем.

Рис. 3.1.1. Берег Печорского моря. Фрагменты припайных льдов, вынесенные на пляж, некоторое время защищают береговой уступ от Рис. 3.1.2. Байдарацкая губа Карского моря. 30 августа 1997 г. Наличие стамух, торосов на береговых валах, битого однолетнего льда приводит к существенному падению энергии волн и даже полному их гашению (рис.

3.1.3). Б.А. Попов (1984) с помощью математического моделирования установил, что полоса плавучего льда может полностью погасить волну, если выполняется неравенство:

где – сплоченность льда (доля акватории покрытая льдом); – толщина льда; h0 – начальная высота волны на безледной акватории.

экспериментальных полевых наблюдений в Беринговом и Гренландском морях (Wadhams, Spuire, 1979).

Рис. 3.1.3. Печорское море. 15 июля 2002 г. Граница «чистой воды» и полосы со льдом. Битый лед, вынесенный из Карского моря, привел почти к полному гашению ветровых волн в береговой зоне п-ва Русский Заворот Развитие шельфа арктических и других замерзающих морей за весь послеледниковый период постепенно сдерживалось присутствующими следовательно, в развитии шельфа и берегов отмечалась ритмичность – периоды относительной литодинамической активности сменялись периодами максимальной консервации береговой зоны. За время послеледниковой трансгрессии на дне арктических морей сформировалась серия береговых линий, из которых наиболее четко выраженные могли образовываться в периоды минимальной ледовитости (Совершаев, 1982;

Бирюков и др., 2008).

3.2 Экзарация берегов и дна морскими льдами. Морфология и морфометрия образовавшихся форм рельефа Как уже отмечено выше, экзарация есть деструктивное механическое воздействие льдов на подстилающую поверхность. Механическое воздействие на берега и дно арктических морей связано с динамикой льда, его подвижностью, торошением и стамухообразованием под влиянием гидрометеорологических факторов и рельефа прибрежно-шельфовой зоны.

Оно захватывает участки берега от 10-20 метров выше уровня моря (рис.

3.2.1) на суше, до глубин 15–35 м, в ряде регионов до глубин 50-65 м, а по некоторым данным – до 75 м (Reimnitz et al., 1972). Прямыми наблюдениями с подводных лодок документально зафиксированы кили крупных торосистых образований, достигающие глубины 50 м (Лисицын, 1994).

Рис. 3.2.1. Навалы так называемых «черных» или «грязных» льдов на высокий абразионный берег о. Новая Сибирь (фото В.Е. Тумского) Однако надо полагать, на глубинах свыше 50 м в выпахивании дна в основном участвуют так называемые «ледяные остова», содержащие обломки айсбергов, а не в чистом виде торосистые образования, сформировавшиеся исключительно из обломков морского льда.

Берега подвержены ледовым воздействиям как в период осеннего ледообразования, так и во время весеннего разрушения припая и очищения моря ото льдов. В замерзающих морях с неустойчивым ледяным покровом, где припай не образуется или часто взламывается, надвиги и навалы морских льдов на берег случаются в течение всего ледового сезона (рис.

3.2.2).

Рис. 3.2.2. Навалы льда на аккумулятивный берег Азовского моря В рельефе берегов, сложенных крупнообломочным материалом, широкое распространение получили гряды ледового напора. Осенью, в начале зимы, молодые льды толщиной 20–40 см в периоды нагонов или ледовых подвижек со стороны моря могут выдавливаться на сушу. При своем движении этот сплошной ледяной покров перемещает обломочный материал, формируя из него гряды несортированного материала. Высота таких гряд может достигать 2–3 м, протяженность – сотни метров.

Механизм этого явления детально изучен П. Бэрнсом (Barnes, 1982; рис.

3.2.3).

Рис. 3.2.3. Механизм формирования гряды ледового напора (Barnes, 1982) На берегах с песчаными пляжами в результате ледовых надвигов и навалов формируются мелкие экзарационные формы): борозды, царапины, ямы (рис. 3.2.4), а также разнообразные напорные валы и гряды (рис.

3.2.5). Глубина (высота) таких форм, как правило, не превышает 1 м, длина – 100 м (Природные условия…, 1997). Большинство экзарационных форм ориентировано по нормали к линии уреза, напорные валики – вдоль линии берега. В отличие от гряд, сложенных крупнообломочным материалом, на песчаных берегах гряды ледового напора и ледово-экзарационные микроформы обычно разрушаются после первого сильного шторма.

Рис. 3.2.4. Берег Печорского моря. Мелкобороздчатая экзарация пляжа льдами: борозды выпахивания, ямы и напорные валики Рис. 3.2.5. Вал ледового напора, Уральский берег Байдарацкой губы Карского моря (фото Н.В. Копа-Овдиенко) В ряде случаев экзарации подвергается и береговой откос (Совершаев, 1981). В 1971 г. В.А. Совершаевым на береговых откосах восточного берега моря Лаптевых были обнаружены и описаны ледовые выпахи, отдельные из которых достигали высоты 14 метров над уровнем моря (рис. 3.2.6). При своем движении в сторону суши лед срезал вершину пляжа, переместил несколько валунов диаметром более 1 м вверх по склону на высоту 8-10 м, срезал почвенно-растительный покров на участке берега шириной 50–60 м. Впоследствии на участке экзарации в результате термоэрозионных склоновых процессов образовался глубокий овраг.

Рис. 3.2.6. Море Лаптевых. Береговой откос поврежден экзарацией до высоты 14 м над уровнем моря (фото В.А. Совершаева) На низких приморских низменностях, затопляемых в периоды высоких штормовых нагонов, морские льды могут быть занесены на несколько десятков и даже сотен метров в глубь суши. Так, например, по свидетельствам местных жителей, в зимний период на участке между поселками Новый и Старый Варандей (Печорское море), где берег представляет собой пологую нагонную осушку, неоднократно отмечались надвиги льдов, причем ширина зоны надвига льда на указанном участке достигала временами первых сотен метров. Косвенным доказательством приводимых фактов может служить погнутая у основания наблюдательная вышка (рис. 3.2.7), находящаяся на нагонной осушке в 150 м от уреза.

Рис. 3.2.7. Берег Печорского моря. Наблюдательная вышка повреждена в результате надвига припайных льдов на нагонную осушку В литературных источниках также имеется масса свидетельств надвигов льда на низменные берега. Так Б.Г. Островский (1937) пишет:

«5 января 1888 г., рано утром, на село Кашкаранцы, расположенное у самого моря на южном берегу Кольского полуострова, надвинулись льды.

Низменный берег не представлял для них препятствия, и к 8 часам утра, когда нажим кончился, весь поселок был срезан точно бритвой. На берегу осталась полоса льда длиною около 1 км и шириной 60 м. При этом отдельные нагромождения достигали 16 м высоты».

экзарационное воздействие может оказать так называемый «ледовый шторм», который правильнее было бы назвать ледово-волновой экзарацией, проявляющийся в прибрежной относительно мелководной зоне при наличии остаточных льдов редкой сплоченности (1–3 балла). Как правило, он обусловлен прохождением над морскими акваториями глубоких циклонов, вызывающих штормовые волны, сопровождаемые нагонами воды у берегов. В периоды таких штормов пляжи и подводный береговой склон, испытывают интенсивное волновое воздействие и ударное воздействие отдельных льдин, эродирующих дно и создающих глубокие борозды. Имеются свидетельства катастрофических последствий «ледового шторма» на народнохозяйственные объекты в портах Охотска и Певека. В результате таких штормов повреждения получили причальные сооружения, десятки судов были полностью выведены из строя (Арчиков и др., 1989; Природные условия…, 1997).

Механическое воздействие льда на дно начинается с момента его образования и продолжается до полного очищения берегов и акватории моря ото льдов. После смерзания молодых льдов с дном в приурезовой зоне эта полоса льда служит своеобразным защитным буфером. Самые близкие к берегу гряды торосов (до глубин 3–5 м) формируются над подводными береговыми валами. Так как над береговыми валами глубина моря уменьшается и они становятся ядрами торошения, количество гряд торошения часто соответствует числу валов. Сидящие на валах гряды торосов местами смерзаются с подводными валами, способствуя устойчивости припая. Так как область подводных валов и верхней части подводного склона является одним из наиболее динамичных сегментов береговой зоны, то следы экзарации здесь исчезают практически сразу после освобождения акватории ото льда после первого сильного волнения.

Далее в море расположение гряд и барьеров торосов носит случайный характер и определяется гидродинамическими причинами, в основном положением кромки припая в период его формирования и последующей его динамикой во время сильных штормовых ветров. Под действием шторма происходит разрушение льдов в прикромочной зоне и формирование очередной гряды торосов или стамухи (рис. 3.2.8 и 3.2.9).

Рис. 3.2.8. Стамуха у побережья Ямала (фото А.А. Ермолова) Рис. 3.2.9. Строение стамухи и ее воздействие на дно После окончательного становления припая стамухи остаются малоподвижными, в ряде случаев примерзая ко дну. После их таяния и разрушения волнами на дне остаются небольшие (до 1 м глубиной) ямы и мелкие, относительно короткие борозды (рис. 3.2.10 и 3.2.11). Борозды ледового выпахивания в этой области ориентированы преимущественно либо хаотично, либо по нормали к линии берега, чему способствует напорное воздействие льдов со стороны моря (Огородов и др., 2007, 2008).

Рис. 3.2.10. Подводный склон Ямала. Следы воздействия стамухи на дно.

Съемка гидролокатором бокового обзора, размер снимка 2050 м Рис. 3.2.11. Подводный склон Ямала. Следы воздействия стамухи на дно Подводное строение подобного торосистого образования (рис. 3.2.8) впервые было исследовано в апреле–мае 1978 г. аквалангистами ААНИИ у берегов п-ова Ямал (Бородачев В.Е. и др., 1990). Обследование показало, что барьер торосов плотно лежит на грунте на глубине 10,6 м, образуя подводную «ледяную плотину» на протяжении 40 м. Надводная часть барьера торосов достигала максимальной высоты 4,5 м. Барьер торосов был сложен молодыми льдами осеннего происхождения толщиной до 25 см, ширина отдельных льдин достигала 6 м. На всем протяжении «ледяной плотины» смерзания кусков льда с грунтом и между собой не обнаружено, и в целом это торосистое образование не было консолидированным. Форма профиля «ледяной плотины» имела заметную асимметрию: со стороны моря она была более пологой, чем с береговой, и состояла из набивного льда, что свидетельствует о значительной силе давления льда со стороны моря. На дне, с мористой стороны, прослеживались параллельные между собой борозды длиной 12–15 м, шириной 0,5–1,5 м, глубиной до 0,5 м. С береговой стороны следов экзарации дна не обнаружено. Авторы делают вывод о том, что образование этого барьера торосов произошло в результате осеннего торошения при толщине припая на его кромке 25 см. В дальнейшем, возможно, было смещение этого ледяного образования в сторону берега под воздействием последующих сжатий и торошений. Эта «ледяная плотина» могла перемещаться к берегу до тех пор, пока сила сцепления, а также сопротивление грунта не уравновесились с силой ледяного сжатия со стороны моря. Система стабилизируется, когда с мористой стороны образуется новая полоса припая. Такой механизм образования стамух обусловливает их довольно продолжительное существование, а также способствует стабильности самого припая, препятствующего дальнейшим мощным сжатиям.

Более интенсивное воздействие на дно следует ожидать на зимней кромке припая, где в течение всего холодного периода времени достигающие дна (рис. 3.2.12). Борозды ледового выпахивания в этом случае образуют так называемую «гребенку», ориентированную обычно по нормали к линии берега, чему способствует напорное воздействие льдов со стороны открытого моря. В 2007 г. гидролокационной съемкой, выполненной ЗАО «Эко-Система» с борта НИС «Иван Петров», на глубине 12-13 м на подводном склоне Ямальского берега Байдарацкой губы была зафиксирована подобная «гребенка» шириной около 70 м и длиной около 400 м, состоящая из системы параллельных борозд глубиной до 1,5 м (рис.

3.2.13). Ориентирована она была по нормали к линии берега. Срок жизни борозд выпахивания в этой области сильно зависит от литодинамических условий в конкретной акватории, соотношения частоты актов пропашки дна с волновым транспортом наносов.

Рис. 3.2.12. Механизм выпахивания дна за счет воздействия дрейфующих ледяных полей на кромку припая (Barnes et al., 1988) Рис. 3.2.13. Подводный склон Ямала. Следы воздействия «ледяной плотины» на дно. Гидролокационная съемка, размер снимка 90150 м Однако наибольшие интенсивность и глубина экзарации дна приурочены к области дрейфующих льдов, тяготеющей к кромке припая, где в течение всего холодного сезона происходят торошения и вдоль которой осуществляется дрейф ледяных полей с вмерзшими в них торосистыми образованиями, достигающими дна (рис. 3.2.14). В силу того, что в работе по выпахиванию дна фактически участвует масса всего ледяного образования (ледяное поле плюс торос) здесь образуются самые глубокие и протяженные борозды (рис. 3.2.15). Борозды выпахивания ориентированы здесь в основном параллельно линии берега (Reimnitz et al., 1978; Barnes et al., 1982), как результат преимущественно вдольберегового дрейфа торосистых образований. В силу низкой литодинамической активности на данных глубинах, недоступных для волнового воздействия, седиментация происходит крайне медленно. В результате борозды «накапливаются» на дне и происходит наложение одной системы борозд на другую. Иногда они покрывают до 100% поверхности дна (Огородов, 2003).

Рис. 3.2.14. Экзарация дна торосом, вмерзшим в дрейфующее ледяное поле Рис. 3.2.15. Глубокие и широкие борозды выпахивания в зоне дрейфующих льдов Байдарацкой губы. Гидролокационная съемка, размер снимка В тех случаях, когда силы, движущие ледяное образование по какимто причинам недостаточны для выпахивания дна и образования протяженных борозд, и в тоже время киль торосистого образования достаточно крепок, чтобы избежать разрушения, торосистое образование под действием отлива может войти в контакт с грунтом и остановиться (Кокин и др., 2012; Огородов и др., 2013). Дрейфующие рядом и задевающие край торосистого образования ледяные поля закручивают киль тороса, формируя на дне серию ям и гряд сложной формы, так называемых - ям и гряд застамушивания (рис. 3.2.16). В прилив торос всплывает, захватив с собой часть вмерзшего в него грунта.

Рис. 3.2.16. Ямы и гряды застамушивания, Западный Ямал, глубина 25 м.

Гидролокационная съемка, размер снимка 80150 м На глубинах, превышающих максимально возможную для данной акватории осадку торосистых образований, экзарация дна прекращается.

Эта глубина зависит от суровости климата, конкретных гидрометеорологических, океанографических и геоморфологических условий акватории. В районах, где доминируют однолетние льды, как правило, эта глубина не превышает 25-35 м, в районах распространения многолетних льдов она может составлять и 60-65, а возможно и 75 м. Как уже было отмечено в начале главы, документально зафиксированы кили торосистых образований, достигавшие глубины 50 м (Лисицын, 1994), однако так как борозды ледового выпахивания встречены на глубинах до 65 м (Barnes et al., 1984), можно предположить, что пока такие мощные торосы просто еще не зафиксированы. По Н.Н. Зубову (1944), максимальная высота, наблюденных в ледяных полях торосов составила м. Учитывая известное соотношение надводной и подводной частей торосов (Богородский, Гаврило, 1980) 1: 5, полученная максимальная величина подводной части самых крупных торосистых образований хорошо согласуется с максимальной глубиной распространения экзарационных форм в море Бофорта (Barnes et al., 1984).

Несомненный интерес вызывает не только сам процесс экзарации, но и форма борозд и систем борозд, их морфометрические параметры.

Борозды выпахивания различны по морфологии, встречаются: U-образные (в поперечнике), V-образные, W-образные, корытообразные, сложной формы, с асимметричными и симметричными бортами (рис. 3.2.17).

Рис. 3.2.17. Фрагмент эхограммы дна Байдарацкой губы Карского моря Детальные статистические исследования распределения встречаемости и морфометрических параметров борозд ледового выпахивания в море Бофорта позволяют сделать вывод, что их глубина, ширина и высота бортиков имеют прямую зависимость от глубины моря и распределение, близкое к нормальному (рис. 3.2.18). Так, от глубин 0–10 м до 20–40 м наблюдается рост значений морфометрических параметров таких форм, а с увеличением глубины до 50–60 м отмечается их резкое падение. Обращает на себя внимание интересный факт: если наибольшее количество борозд на единицу площади (плотность) зафиксировано на глубине около 25 м, что хорошо объясняется близостью этой зоны к кромке припая, то максимум распределения глубин борозд приурочен к интервалу глубин в 30-40 м, а наиболее широкие борозды встречаются на глубинах 40-50 м. Такие отклонения статистических показателей распределения глубины и ширины борозд выпахивания в направлении увеличения глубин моря объясняется тем, что с одной стороны с увеличением глубины моря уменьшается число торосистых образований, достигающих дна, однако увеличивается их масса и соответственно сила воздействия киля тороса на грунт, в результате чего формируются более глубокие и широкие борозды. Ширина борозд достигает здесь 20–35 м, глубина – 1,5–2,5 м, высота бортиков – 0,7–1,5 м.

Встречаются и более крупные борозды выпахивания, например, в заливе Гаррисон в 1980 г. обнаружена борозда, глубина которой составила 4,0 м, высота бортиков – 2,3 м, ширина до 78 м (рис. 3.2.19).

Следует заметить, что такие крупные и глубокие борозды выпахивания, как в заливе Гаррисон, по размерам более характерные для айсбергов, чем для морских льдов, могли образоваться лишь под воздействием многолетнего дрейфующего торосистого образования с прочным консолидированным килем.

При своем образовании (рис. 2.4) весь торос состоит из отдельных кусков-блоков и как конструкция не обладает высокой прочностью. Киль же тороса остается в слабоконсолидированном состоянии (рис. 3.2.20).

Рис. 3.2.18. Распределение встречаемости и морфометрических параметров форм ледового выпахивания с изменением текущей глубины моря (Barnes et al., 1984): B – глубина борозд, C – ширина борозд, D – высота бортиков Рис. 3.2.19. Система крупных борозд ледового выпахивания на дне залива Гаррисон моря Бофорта (Barnes et al., 1984) Рис. 3.2.20. Упрощенная схема распределения прочности тороса.

Деформация грунта начинается при глубине моря равной hks, когда в контакт с грунтом вступает прочная часть киля: hks = hk Bcr tg, где hk полная осадка киля, - угол ската боковой поверхности киля, критическое значение ширины киля Bcr (Алексеев и др., 2005).

Однако под действием более холодного, чем вода, атмосферного воздуха происходит термодинамическая консолидация тороса в его надводной и верхней половине подводной части (Марченко, 2007;

Marchenko, 2008). Этому процессу также способствует тот факт, что при своем движении торос проходит через водные массы с различными термохалинными свойствами (Shestov et al., 2010). Как показало моделирование экзарации дна для условий Байдарацкой губы, возможная глубина внедрения киля такого тороса в грунт не может превышать 1,1 м (Marchenko et al, 2007; Огородов и др. 2008). При этом он начинает разрушаться (рис. 3.2.21). Следовательно, для образования более глубоких борозд киль тороса должен быть более прочен, либо торосистое образование сместится на более мелководный участок, либо необходимо неоднократное прохождение тороса по той же траектории. Последний вариант развития событий теоретически возможен, например, при развитии реверсивных течений в рамках приливо-отливного цикла.

Рис. 3.2.21. Схема разрушения киля тороса при взаимодействии с дном Рассмотрим возможные сценарии формирования более прочного слабоконсолидированного киля тороса баланс архимедовой силы и силы тяжести нарушается, в результате происходит некоторая осадка тороса, которая, в свою очередь, приводит к новому торошению над просевшим торосом и его дальнейшей осадке. При этом новый киль формируется из более прочной консолидированной части прежнего тороса. В результате процесс экзарации продолжится торосом, имеющим уже более прочный киль, и глубина борозд выпахивания может увеличиться. (2) Второй случай характерен для многолетних льдов. В теплый период года неконсолидированная нижняя часть киля тороса оттаивает и разрушается.

Во внутренней части параллельно происходит термодинамическая консолидация. В результате в новый холодный сезон торосистое образование вступает, освободившись от неконсолидированной части и с новым, существенно более прочным килем.

Что касается протяженности борозд выпахивания, в отличие от относительно коротких выпахов, образующихся в зоне припая, для области дрейфующих льдов характерны значительные длины борозд. Так исследования в Байдарацкой губе, на полигоне шириной 2,25 км показали, что большинство обнаруженных там борозд не начинаются и не заканчиваются в пределах данного полигона, а пересекают его насквозь.

Этот факт говорит о том, что их длина заведомо превышает ширину полигона и может достигать величин на порядок ее превышающих.

образовались они под действием киля тороса, прочность которого специальных натурных исследований, позволяющих оценить, как те или характеристиками влияют на экзарацию дна ледяными образованиями, в силу их сложности не проводилось. Имеющиеся в литературных источниках (Природные условия…, 1997) соображения по этому поводу нельзя назвать достоверными, так как рассматриваемые типы грунтов литодинамических и ледовых условиях. В реальных условиях в большинстве арктических морей в области интенсивной экзарации дна, находящейся в пределах глубин от 10 до 30 метров, в большинстве случаев донные осадки до глубины 1-2 метра представляют собой дисперсные супеси и суглинки с относительно невысоким коэффициентом удельного сопротивления (С). К другой группе следует отнести крайне редко встречающиеся в указанном диапазоне глубин мерзлые грунты и скальные породы, в которых экзарация невозможна.

Реальные морфологические особенности, в частности, ширина борозд, форма профиля, уклон бортов на эхограммах могут быть существенно искажены (завышены) в связи с разным углом подхода линии эхолотного профиля к направлению простирания экзарационной борозды.

Ширина борозды может оказаться в несколько раз меньше измеренной по эхограмме.

параметров ледово-экзарационного микрорельефа не всегда дают ответ на вопрос о подлинной глубине экзарации, так как борозды выпахивания к моменту съемки могут быть в разной степени размыты или заполнены высокоразрешающего акустического профилографа, позволяющего определить наличие ледово-экзарационных форм, полностью заполненных наносами и не читающихся как формы современного рельефа (рис. 3.2.22 и 3.2.23).