Delist.ru

Моделирование и прогноз динамики льдистых берегов восточных арктических морей России (20.02.2007)

Автор: Разумов Сергей Олегович

Научная литература, в которой затрагиваются вопросы количественного описания динамики льдистых берегов арктических морей, как многофакторного процесса, представлена, пожалуй, единственной часто цитируемой соискателем монографией Ф.Э. Арэ (1985) и несколькими десятками публикаций в отечественных и зарубежных изданиях. Проблема зависимости скорости термоабразии берегов арктических морей от климатических факторов наиболее четко была поставлена в 1980-е годы Ф.Э. Арэ (1985), однако реального прогресса в прогнозировании развития льдистых морских берегов тогда достигнуто не было. Подходы к решению этой задачи ограничивались в основном качественными рассуждениями о влиянии изменений отдельных климатических и мерзлотно-геологических характеристик на берегоформирующие процессы. Комплексное влияние сопряженных в пространстве и времени климатических, мерзлотно-геологических, геоморфологических и гидролитодинамических факторов на развитие береговых криогенных процессов не рассматривалось.

Ф.Э. Арэ один из первых отметил характерную особенность морской термоабразии - ведущую роль волнения в развитии этого процесса, обусловленную большими размерами и повышенной ветровой активностью у побережья. Вследствие этого практически не наблюдается чисто тепловое разрушение льдистых морских берегов, превалирует механический размыв. Энергия волн определяется их высотой, которая зависит не только от скорости ветра и длины разгона, но и от глубины моря. Ф.Э. Арэ (1985) приводит пример из работ А.П. Браславского и, ссылаясь на этого автора, делает вывод, что ввиду мелководности арктических морей увеличение пространств открытой воды при потеплении климата не приведет к усилению разрушения берегов.

Аналогичные выводы были сделаны Ю.А. Павлидисом и И.О. Леонтьевым (2000).

Некоторые выводы Ф.Э. Арэ не обоснованы фактическим материалом, являясь умозрительными, поэтому вызывают сомнения. Так, Ф.Э. Арэ (1985) доказал, что при потеплении климата будет возрастать скорость термоденудации береговых уступов, сложенных ледовым комплексом и другими сильно льдистыми породами. Но почему-то при этом он утверждает, что размыв волноприбойных ниш, обрушения берегов и отвесные береговые уступы будут наблюдаться реже, так как, по его мнению, отношение скорости термоабразии к скорости термоденудации при потеплении климата уменьшится. Между тем имеющиеся фактические данные и материалы литературных источников, в том числе из цитируемой монографии (Арэ, 1985; Григорьев, 1993; Разумов, 2000а; Are et al, 2000a; Grigoriev et al, 2001; Razumov, 2003), не подтверждают этот тезис. Соискатель показал (Разумов, 2005), что при потеплении климата, когда средняя температура воздуха безледного периода превысит 3.5-4.0 °C, скорость разрушения оснований уступов будет выше темпов термоденудации (рис. 2).

Достижения в области моделирования и прогноза развития берегов водохранилищ и морей криолитозоны, связанные с именами Ф.Э. Арэ, С.В. Томирдиаро, Г.А. Сафьянова, Е.С. Гоголева, А.И. Ермолаева, Ю.А. Павлидиса, И.О. Леонтьева, А.А. Васильева и других, были очень значительными. Однако центральную проблему - количественное описание комплексного воздействия природных факторов на динамику берегов - до сих пор нельзя было считать решенной. Тем не менее, были сделаны выводы для критического рассмотрения существующих методов прогнозирования.

Ф.Э. Арэ (1985) разработал универсальную методику прогнозирования термоабразии берегов водохранилищ. Суть ее заключается в совместном применении метода Е.Г. Качугина (1959) и теплофизических расчетов оттаивания и просадки мерзлых пород с помощью уравнений В.Т. Балобаева (Арэ и др., 1974). Вместе с тем Ф.Э. Арэ говорит о своей методике как о первом приближении в решении проблем прогнозирования. Например, при прогнозе на один год расчет потока энергии волн выполняется по среднемноголетним характеристикам ветра, т.е. межгодовые изменения энергии волн зависят только от величины предполагаемой просадки дна. При такой постановке задачи невозможно учитывать влияние многолетних изменений климата на динамику берегов.

Рис. 2. Зависимость скорости разрушения льдистых берегов восточных арктических морей от средней температуры воздуха безледного периода: 1 – в процессе термоденудации (Арэ, 1985); 2 и 3 – термоабразии (2 - рассчитанные при среднемноголетней повторяемости штормов 4.7 %, 3 - измеренные на ключевых участках побережья морей Лаптевых и Восточно-Сибирского).

По мнению Ф.Э. Арэ, процессы оттаивания и тепловой осадки многолетнемерзлых пород могут играть большую роль в формировании профиля подводного берегового склона арктических морей (Are, 1996; Are et al., 2000b). Имеющиеся данные не подтверждают это предположение. При обычных гидрометеорологических условиях средний уровень арктических морей ниже оснований уступов, урез моря отделен от них осушками, а преобладающее умеренное волнение быстро нивелирует тепловые просадки дна, если таковые имеют место. Условия развития берегов водохранилищ существенно отличаются от морских, прежде всего, отсутствием многолетних дрейфующих льдов в безледный период, гидрологическими характеристиками и зависимостью колебаний уровня от режима эксплуатации. Таким образом, с помощью методов прогнозирования, разработанных для берегов водохранилищ криолитозоны, нельзя более или менее достоверно предсказать тенденцию развития льдистых берегов арктических морей в изменяющихся климатических условиях.

Существующие методы прогноза динамики морских берегов в средних и низких широтах не учитывают влияния многолетнемерзлых пород, температуры воздуха безледного периода и наличия морского льда. Поэтому одной из основных задач изучения берегов арктических морей в плане разработки прогноза скорости термоабразии является количественная оценка влияния криогенных факторов на их динамику. Результаты этих исследований позволят четко ответить на вопрос о возможности применения существующих методов прогноза к берегам высоких широт. Современные теоретические исследования в этом направлении ограничиваются главным образом использованием методов математической статистики (в основном парной и множественной корреляции), например, в работах (Hequette, Barnes, 1990; Огородов и др., 2004). Их применение необходимо, но недостаточно для правильного математического описания механизмов или закономерностей физических процессов, развивающихся на побережье арктических морей в переменных природных условиях. Примеры количественных прогнозов разрушения морских берегов в криолитозоне с использованием математического моделирования малочисленны (Павлидис, Леонтьев, 2000; Леонтьев, 2002; Васильев, Остроумов, 2005; Разумов, 1996в, 2004).

Равновесный профиль берегового склона формируется под действием достаточно сильных штормов, а время его стабилизации зависит от скорости осаждения наносов. И.О. Леонтьев (2002) предложил морфодинамическую модель развития аккумулятивных берегов Баренцева и Карского морей. В отличие от наиболее ледовитых восточно-арктических морей, изменения площади дрейфующих льдов здесь не окажут заметного влияния на развитие волнения. Поэтому в модели допускается относительное постоянство волновой активности. В связи с малой льдистостью пород, слагающих берега, и удаленностью границы дрейфующих льдов, изменения термической составляющей климата и мерзлотных условий при прогнозировании не учитываются. Результаты моделирования позволили И.О. Леонтьеву сделать важные выводы: при неизменных условиях активность процесса переформирования берегов будет убывать с течением времени, темпы разрушения берегов обнаруживают четкую зависимость от высоты уступа. Однако решить задачу прогнозирования темпов разрушения льдистых берегов, сложенных в основном тонкодисперсными пылеватыми породами, с помощью этих моделей невозможно. При разрушении таких берегов вырабатывается не профиль равновесия подводного берегового склона, а глинисто-алевритовый бенч, и преобладает взвешенный материал. Следовательно, гидравлическая крупность и время стабилизации профиля в этом случае не имеют смысла.

А.А. Васильевым (Васильев, Остроумов, 2005) предложена методика моделирования и прогноз развития термоабразионных берегов морей западного сектора Арктики, которые отличаются от рассматриваемых в диссертации по мерзлотно-геологическим характеристикам. Основу этой методики составляет комплексный показатель, связанный с “индексом арктической осцилляции” и включающий изменения циркуляции атмосферы, средней летней температуры воздуха, продолжительности безледного времени, т.е. аналог ранее предложенного автором показателя абразионной активности.

Таким образом, примеров прогнозирования наиболее динамично разрушаемых берегов, сложенных пылеватыми породами ледового комплекса, автор не нашел в опубликованной научной литературе. С помощью существующих методик прогноза невозможно более или менее достоверно предсказывать развитие термоабразии избыточно льдистых морских берегов. Для этого необходима теория развития льдистых берегов арктических морей в переменных природных условиях, на основе которой можно было бы разработать новые методы моделирования и прогноза. Стало очевидным, что для правильного понимания динамики льдистых морских берегов нужен новый, более фундаментальный подход к проблеме.

Глава 2. Методика исследований. Данная глава посвящена разработке методологии аналитического описания динамики льдистых морских берегов. Рассматриваются методы экспедиционных исследований, приводятся исходные уравнения, на основе которых выполнялось математическое моделирование и прогнозирование темпов разрушения берегов.

Следуя выводам первой главы, можно говорить, что вследствие комплексной природы, многофакторности и специфики развития морских береговых процессов в области распространения льдистых пород для разработки прогностических моделей динамики берегов арктических морей требуется новая методология, применение разных методик и изучения не только надводной, но и подводной части береговой криолитозоны. В связи с этим было необходимо, во-первых, соединить разрозненные материалы в едином комплекте данных, сопряженных в пространстве и времени. Во-вторых, создать теоретическую основу для выявления и математического анализа функциональных зависимостей динамики берегов от комплекса природных факторов. В третьих, разработать и физически обосновать структуру многофакторной математической модели динамики берегов в изменяющихся природных условиях, которая имела бы прогностический выход.

Эти задачи решены с помощью разработанной автором методологии исследований на основе мерзлотно-климатического подхода к изучению и количественному описанию (моделированию) динамики льдистых морских берегов. Суть предлагаемой концепции заключается в принципе разделения климатической и субстратной составляющих процесса термоабразии. Первая составляющая отвечает за потенциальную способность моря разрушать берега, вторая – за потенциальную способность клифов сопротивляться воздействию моря. Для обоснования методологического подхода и решения задач, поставленных в диссертации, имелись позитивные моменты, включающие:

- материалы долговременных гидрометеорологических наблюдений на полярных станциях;

- накопленные данные экспедиционных и дистанционных исследований;

- установленные российскими и американскими океанологами закономерности развития и распространения ветровых волн и колебаний уровня моря на мелководье (Шишов, 1949; Филлипс, 1969; Рутковский, 1971; Ефимов, Соловьев, 1975).

Хуже обстояло дело с изучением динамики рельефа подводного берегового склона арктических морей и ее связи с деструктивными береговыми криогенными процессами. Но и в этой области наметился прорыв, обеспеченный работами Е.В. Клюева (1967, 1970), исследованиями Российско-Германских экспедиций (Are et al, 1999, 2000, 2001, 2002a) и автора (Разумов, 1996а, 2000б).

Функциональная структура модели динамики льдистых берегов разрабатывалась по следующей методике. Все основные природные факторы берегоформирующих процессов подразделялись на две группы: активную и пассивную. В группу активных факторов входят ветро-волновой режим акватории, колебания уровня моря, дрейфующие льды, продолжительность безледного времени и гидродинамический коэффициент глубины, определяемый соотношением элементов волнения и глубин подводного берегового склона. Эти факторы связаны с циркуляционной и термической составляющими климата. Пассивные факторы представлены такими характеристиками, как высота берегов, конфигурация береговой линии, расчлененность берегового уступа при термоденудации повторно-жильных льдов, суммарная льдистость, макрольдистость и особенности механического состава отложений. Степень расчлененности берегового уступа зависит от средней температуры воздуха безледного периода.

Перечисленные характеристики объединяются функциональными зависимостями внутри факторных групп. Факторы, входящие в разные группы, независимы или проявляют опосредованную зависимость друг от друга, поскольку совокупность активных факторов, связанных математической формулой, представляет климатическую составляющую модели, а пассивных - субстратную. В результате получены два интегральных параметра, которые функционально связаны с темпом разрушения берегов и изменяются в пространственно-временных координатах в зависимости от вариаций величин уже упомянутых факторов. Эти вариации связаны с изменениями климатических, мерзлотно-геологических и геоморфологических условий.

Для формализации воздействия атмосферы и моря на береговую криолитозону предложен безразмерный показатель абразионной активности:

где N - число градаций скоростей ветра более 10 м/с; pi – повторяемость i - той градации скоростей штормовых ветров; (i - средняя скорость штормового ветра в i - той градации; (б - коэффициент безледного времени по В.А. Совершаеву (1981); (Z - гидродинамический коэффициент глубины, определяемый соотношением элементов волнения и глубин моря на участках разгона волн; X - длина разгона волн. В уравнении учитываются все k-тые опасные для берегов направления штормовых ветров в морском сегменте горизонта M. AK и A0 - абразионная активность акватории на каком-либо изучаемом участке арктического побережья и эталонного участка побережья Восточно-Сибирского моря, A0 = 1347.

С другой стороны, скорость разрушения льдистых берегов под воздействием моря и атмосферы была функционально связана с параметром неустойчивости массива мерзлых пород ( (м/год) или с его обратной величиной – коэффициентом сопротивления берега воздействиям моря:

. (2)

Этот коэффициент является функцией средней температуры воздуха безледного периода ТЛ, макрольдистости пород L и безразмерной высоты береговых уступов H. Посредством этих двух интегральных параметров сформулирована зависимость скорости термоабразии от мерзлотных, морфологических и гидрометеорологических характеристик:

. (3)

Методы математического анализа, включая гамильтоновский формализм, позволили сформулировать функциональные связи показателя абразионной активности моря и параметра неустойчивости льдистых берегов со средней температурой воздуха безледного периода. В частности, с помощью гамильтоновского формализма описана связь средней температуры воздуха безледного периода с повторяемостью штормов и реакция штормовой активности на изменения космо-геофизических сил (суммы горизонтальных составляющих приливообразующих сил Луны и Солнца и деформирующих сил, возникающих при реальных движениях полюса вращения Земли (Максимов, 1967)). Другие известные методы математического анализа многокомпонентных нелинейных динамических систем (например, факторный или корреляционный) для рассматриваемого случая будут весьма громоздки и трудно реализуемы ввиду ограниченного количества данных.

При разработке теоретического базиса моделирования и прогнозирования динамики льдистых морских берегов учитывался ряд особенностей, присущих процессу морской термоабразии и принципиально отличающих его от размыва аналогичных по составу и морфологии берегов вне криолитозоны. Это, прежде всего, мерзлое состояние пород, слагающих берега, в сочетании с их пылеватостью и массивными ледяными включениями и, особенно, наличие многолетнемерзлых отложений на подводном береговом склоне, залегающих во время сезонного протаивания вблизи от поверхности дна в волноприбойной зоне (рис. 3).

Пожалуй, одна из главных особенностей развития льдистых морских берегов, касающаяся активности их разрушения, заключается в небольшом по мощности слое штормовой переработки отложений подводного склона. Вне криолитозоны он ограничен энергией волнения, в волноприбойной зоне восточных арктических морей - глубиной сезонного протаивания субаквальных мерзлых пород. Поэтому здесь во время шторма вырабатывается аномальный профиль подводного берегового склона. Развитию абразионного профиля динамического равновесия в штормовых условиях препятствуют субаквальные мерзлые породы.

Рис. 3. Мощность слоя штормовой переработки отложений подводного берегового склона вне криолитозоны в зависимости от глубины моря: 1 – по Н.А. Айбулатову; 2 – по А.И. Введенской с соавторами; 3 – усредненная мощность сезонно талого слоя в прибрежно-шельфовой зоне морей Лаптевых и Восточно-Сибирского (Григорьев, 1993; Григорьев, Разумов, 2005).

Задача прогнозирования скорости термоабразии решалась с помощью математического моделирования, выполняемого на основе существующих теоретических знаний и фактического материала. Такие модели удовлетворительно воспроизводят выбранные стороны динамики береговой зоны, в том числе, активность деструктивных береговых криогенных процессов.

Исследования проводились всеми доступными автору методами и носили комплексный характер (применялись геокриологические, геоморфологические, океанологические, топографо-геодезические и математические методы). Анализировались опубликованные данные, дистанционные материалы, сопрягаемые с данными теодолитных и реперных измерений. Экспедиционные работы были разнообразны: наземные, морские, вертолетные и вездеходные маршруты, изучение геокриологических разрезов, рельефа и динамики берегов по многолетним створам, теодолитные съемки берегов, бурение скважин и т.д. Исследования подводного берегового склона включали морские работы как с судов и моторных лодок, так и с поверхности морского льда.

В главе 3 “Анализ связей мерзлотно-климатических характеристик с динамикой берегов восточных арктических морей” обосновывается первое защищаемое положение: “При повышении средней температуры воздуха безледного периода и стабильном уровне моря активность термоабразии льдистых берегов восточных арктических морей в целом существенно возрастает относительно ее средней многолетней величины, несмотря на мелководность прибрежно-шельфовой зоны“. Для этого проанализированы сопряженные во времени и пространстве фактические данные. Они представляют комплексную информацию о развитии береговых криогенных процессов в различных природных условиях и формируют основу для количественного описания закономерностей динамики берегов. Рассмотрены циркуляционные и термические характеристики климата, морские льды, волнение и сгонно-нагонные колебания уровня моря, мерзлотно-геологическое строение и морфология берегов. Уровень моря в XX веке автор, вслед за Ф.Э. Арэ (1985), считает относительно стабильным и не находит серьезных оснований предполагать, что он будет существенно изменяться в течение XXI столетия (Григорьев и др., 2006).

Энергетический базис динамики берегов не выходит за рамки величин, задаваемых ветровым волнением, точнее, суммарной продолжительностью местных штормов. Поэтому изучение закономерностей берегоформирующих процессов в арктических морях предполагает анализ зависимости элементов волнения от скорости ветра, батиметрических и ледовых условий в береговой зоне, с которыми связана длина разгона волн.

Изучено влияние климатических, мерзлотно-геологических и геоморфологических условий на активность береговых криогенных процессов. В годы с преобладанием атмосферных процессов антициклонического типа в Арктике, наблюдаемых при усилении циркуляции в тихоокеанском секторе Северного полушария, над акваториями восточных арктических морей значительно возрастает скорость и повторяемость ветров восточной половины горизонта – в основном северо-восточных и восточных. В эти годы в Арктике отмечается общее потепление, на фоне которого в прибрежных районах рассматриваемых морей возрастает повторяемость и продолжительность гидрометеорологических обстановок, наиболее благоприятных для интенсивного развития термоабразии берегов северных, северо-восточных и восточных экспозиций. Увеличение пространства открытой воды вызовет усиление воздействий моря на берега и повышение термоабразионной активности, несмотря на мелководность прибрежно-шельфовой зоны. Этот вывод следует из проведенного автором анализа опубликованных данных о сгонно-нагонных колебаниях уровня моря и развитии волн на мелководье в условиях изменения пространств открытой воды (Шишов, 1949; Иконникова, 1971; Разумов, 1996в; Are et al., 2000a; Grigoriev et al., 2001; Razumov, Grigoriev, 2003; Григорьев и др., 2006).

В периоды ослабления циркуляции атмосферы в тихоокеанском секторе Северного полушария, когда в Арктике преобладают процессы циклонического типа, наблюдается общее похолодание, над восточно-арктическими морями усиливается перенос с запада на восток. Возрастает скорость и повторяемость западных ветров, в то время как северо-восточные и восточные ветры ослабевают, а их повторяемость уменьшается. Поэтому создаваемые ветром гидродинамические условия в прибрежных районах арктических морей в безледный период наиболее благоприятны для развития термоабразии берегов западных экспозиций. Детальный анализ климатических условий показывает, что наиболее длительному и активному гидродинамическому воздействию подвержены берега восточной части моря Лаптевых, западной и центральной частей Восточно-Сибирского моря, а также центральной части Чукотского моря.

Мерзлотно-геологические и геоморфологические условия входят в группу основных факторов, определяющих активность разрушения льдистых морских берегов. Представляется, что процесс разрушения берегов не способен усваивать энергию волн так же быстро, как она поступает к подножию клифов. Поэтому скорость термоабразии должна ограничиваться другим условием – устойчивостью берегов. Наблюдения показывают, что характерным свойством динамики льдистых берегов является неравномерность их отступания в пределах небольших по протяженности участков береговой линии. Она возникает вследствие пространственных изменений льдистости, механического состава отложений и высоты клифов. Эта изменчивость нерегулярна, имеет компоненты с различными направлениями, поэтому точный критерий локальной неустойчивости определить весьма трудно. Однако можно утверждать, что вероятность возрастания неустойчивости в данной точке берега является неким функционалом от высоты клифа и льдистости отложений. Например, неравномерное распределение жильных льдов и термоденудация обусловливают расчленение берегового уступа на том или ином участке и, следовательно, возрастание локальной неустойчивости, которое устраняется повышением скорости термоабразии.

В функционировании системы «атмосфера - море - береговая криолитозона» важную роль играют изменения средней температуры воздуха безледного периода, которые оказывают наиболее значительное воздействие на подземные береговые и дрейфующие морские льды, а также на продолжительность безледного времени. При повышении средней температуры безледного периода, с одной стороны, усиливается поток тепла и, следовательно, уменьшается устойчивость льдистых берегов к воздействиям моря, так как повышается средняя температура пород в слое годовых колебаний и увеличивается расчлененность клифа по вытаивающим жильным льдам. С другой стороны, возрастает гидродинамическая активность вследствие усиления атмосферной циркуляции, увеличения пространств открытой воды и продолжительности безледного времени. От нее зависит продолжительность процесса термоабразии, которая, например, в районе мыса Крестовского Восточно-Сибирского моря в период похолодания климата 1950-х – 1970-х составляла в среднем всего 58 часов в год. При относительном потеплении 1930-х – 1950-х и 1970-х – 1990-х она достигала в среднем 82, а в 1990-1993 годах – 100 часов в год (Разумов, 2000а).

????????O?ю

загрузка...