. льдистых берегов восточных арктических морей, развивающихся в переменных климатических условиях, оценены минимальные, среднемноголетние и максимальные скорости термоабразии в XX и начале XXI вв. Они составляют: 0.5-0.8; 1.4-6 и 15-23 м/год соответственно.

Рис. 4. Зависимость средней скорости термоабразии льдистых берегов восточных арктических морей России и моря Бофорта от их экспозиции при понижении (1) и при повышении (2) средней температуры воздуха безледного периода на 1-2 ?C относительно ее среднемноголетней величины.

Рис. 5. Изменения повторяемости разрушительных штормов (1), средней температуры воздуха безледного периода (2) и средней скорости термоабразии льдистых берегов (3) Колымо-Индигирского сектора Восточно-Сибирского моря.

В главе 4 “Линейная теория развития береговых криогенных процессов” проанализировано влияние пространственных изменений морфометрических характеристик подземных льдов и береговых уступов на активность термоабразии при неизменных климатических условиях. Изучено воздействие термического фактора на активность термоабразионного процесса. Проведено математическое моделирование развития деструктивных береговых криогенных процессов при переменных составляющих показателя абразионной активности моря и постоянных коэффициентах сопротивления берегов. Разработана линейная модель развития термоабразии берегов с неизменными мерзлотно-геологическими и геоморфологическими характеристиками в условиях относительного потепления климата. Одним из следствий линейной теории динамики льдистых морских берегов является второе защищаемое положение: “Количественно оцененный вклад термического фактора (средней температуры воздуха безледного периода) в развитие термоабразии льдистых морских берегов более чем в два раза превышает интегральный вклад штормовой активности и абразионно-аккумулятивных процессов на подводном береговом склоне”.

, который показывает, что изменения коэффициента сопротивления берегов высотой более 9 м обусловлены в основном вариациями мерзлотных характеристик (ширины ледяных жил, размера полигонов, льдистости пород), и в этом случае превышает 0.4. Сопротивление берегов высотой менее 4 м реагирует в большей степени на изменения высоты, чем мерзлотных характеристик клифов (критерий менее 0.4).

изменяется в зависимости от льдистости и высоты клифов в пределах 0.058-0.267 при среднемноголетней температуре воздуха безледного времени 3 (C. Его величина зависит от средней температуры безледного периода, но в линейной теории невозможно сформулировать эту зависимость. Поэтому рассматриваемая теория оперирует величинами коэффициента, соответствующими какой-то фиксированной температуре воздуха. Установлено, что с уменьшением высоты береговых уступов и возрастанием интенсивности вытаивания ледяных жил в обнажении сопротивление берега к воздействию моря уменьшается.

Изменения высоты и мерзлотных характеристик берегов в процессе их отступания могут существенно повлиять на активность термоабразионного процесса и даже привести к его вырождению. Модель развития термоабразии льдистых берегов при стационарном показателе абразионной активности и стабильном уровне моря представлена линейными уравнениями (Разумов, 2001б):

, (4)

, (5)

По результатам моделирования, процесс разрушения низких берегов на участках распространения озерно-термокарстовых отложений с уклонами поверхности 0.1 постепенно ослабевает и затухает полностью в течение 7-30 лет в зависимости от величины показателя абразионной активности. В районах с уклонами поверхности суши 0.01 и показателем абразионной активности моря 0.2-1 процесс разрушения низких берегов выродится через 100-500 лет. Береговая линия продвинется в сторону суши всего на 200-300 м. Скорость разрушения высоких берегов, сложенных ледовым комплексом, понижается очень медленно, по мере их отступания, особенно в районах с небольшими уклонами суши. При стационарном уровне моря термоабразия может продолжаться 700-3000 лет, в течение которых берег отступит на 7-8 км.

В результате термокарстовых процессов на побережье восточных арктических морей зачастую имеет место чередование участков с низкими (озерно-термокарстовые) и высокими (ледовый комплекс) клифами. Вследствие вырождения термоабразии, на периферийных участках разрушаемых морем аласов будут формироваться аккумулятивные дуги. В пределах участков с высокими берегами развиваются абразионные мысы (например, Крестовский и Малый Чукочий - в Восточно-Сибирском море, Мамонт, Терпяй-Тумус и Мамонтов Клык - в море Лаптевых), которые выступают в сторону моря на расстояние от нескольких сотен метров до нескольких километров относительно центра соседних дуг.

Образование дуг происходит в условиях быстрого разрушения морем плоских выровненных днищ центральных частей аласов с небольшими абсолютными высотами и более медленного отступания высоких клифов. Материал разрушения мысов, по-видимому, вовлекается в аккумулятивные процессы до момента выравнивания береговой линии, сопровождаемого изменениями динамики и баланса наносов, после чего процесс разрушения на участках с низкими берегами вновь активизируется. Препятствуют вырождению термоабразии повышение сопротивления берегов размыву, уменьшение уклонов поверхности прибрежной суши, изменчивость уровня моря.

Воздействия термического фактора на активность термоабразионного процесса предлагается описывать линейным уравнением:

- годовая сумма положительных температур воздуха; ( (м/год ( ?C) - коэффициент стаивания льдов в обнажениях (Арэ, 1985); а0 и V0 – начальные (или среднемноголетние) величины суммы положительных температур воздуха и соответствующей скорости термоабразии. Например, для центральных прибрежных районов Восточно-Сибирского моря а0 = 316.2 ?C. Коэффициент термической деградации подземных льдов (АТ) характеризует параметр неустойчивости берегов при полной деградации массивных льдов в слагающих породах. Для рассматриваемых льдистых берегов он равен 28.24 м/год. Мерзлотно-морфометрический параметр (BM) характеризует продолжительность термического расчленения береговых уступов между последовательными обрушениями блоков мерзлых пород и изменяется от 8(10-3 до 3.6(10-2 год/м, в зависимости от размеров ледяных жил и полигонов, высоты и крутизны клифов. Показатель абразионной активности (П) изменяется в пространстве и времени от 0.16 до 2.58. С помощью уравнения (6) можно количественно оценить вклад положительных температур воздуха в развитие термоабразии льдистых морских берегов.

Математическое описание береговых криогенных процессов при переменных составляющих показателя абразионной активности моря и постоянных коэффициентах сопротивления проводилось с помощью полученной автором системы обыкновенных дифференциальных уравнений с линейными решениями. Результаты моделирования показали, что при естественных изменениях климата наибольший вклад (46-51%) в общую изменчивость скорости термоабразии льдистых берегов вносит многолетняя динамика границы дрейфующих льдов. Влияние циркуляционных факторов (повторяемости и средней скорости штормовых ветров) и продолжительности безледного периода на развитие термоабразии оценивается в 19 и 10 % соответственно. Индивидуальный вклад положительных температур воздуха в изменчивость темпов разрушения льдистых берегов составляет от 6 до 16%, в зависимости от мерзлотно-геологических условий.

Установлено, что площадь дрейфующих льдов в восточных арктических морях в летне-осенний сезон является линейной функцией средней температуры воздуха безледного периода. От нее также зависит положение границы дрейфующих льдов относительно берега и продолжительность безледного периода. Нетрудно подсчитать, что суммарный (непосредственный и опосредованный) вклад колебаний термической составляющей климата в общую изменчивость темпов разрушения берегов - около 70%. Вклад штормовой активности в развитие термоабразии составляет менее 20% и совпадает с независимой оценкой влияния этого фактора на динамику берегов Карского моря (Васильев и др., 2006). Оставшаяся часть (9-14%) вклада основных факторов в развитие термоабразии связана с активностью абразионно-аккумулятивных процессов на подводном береговом склоне.

Таким образом, вклад термического фактора (средней температуры воздуха безледного периода) в развитие термоабразии льдистых морских берегов более чем в два раза превышает интегральный вклад штормовой активности и абразионно-аккумулятивных процессов на подводном береговом склоне. Это еще раз свидетельствует в пользу вывода автора о невозможности адаптации существующих методик прогноза к льдистым берегам арктических морей.

Выполнено моделирование развития термоабразии берегов в условиях относительного потепления климата, когда большую часть безледного периода дрейфующие льды не влияют на развитие термоабразии берегов. При этом усиливается воздействие гидродинамических факторов на береговые уступы, возрастает интенсивность субаквальных абразионно-аккумулятивных процессов, увеличивается продолжительность термоабразии. В модели учитываются многолетние колебания уровня моря, изменяющие глубину подводного берегового склона:

, (7)

где F(p,X, z) – функционал, связывающий повторяемость штормов, длину разгона волн и глубину моря на линии разгона; VD и VU - средняя скорость размыва отложений подводного берегового склона и скорость колебаний уровня моря, соответственно.

Согласно линейной теории динамики льдистых морских берегов, при неизменных коэффициентах сопротивления скорость термоабразии линейно связана с показателем абразионной активности моря (рис. 6). Средняя температура воздуха безледного времени является универсальным фактором деструктивных береговых криогенных процессов и оказывает опосредованное влияние на скорость термоабразии как через параметр неустойчивости или коэффициент сопротивления, так и через составляющие показателя абразионной активности моря.

Рис. 6. Зависимость скорости термоабразии (VЭ) от показателя абразионной активности (П) при различных фиксированных коэффициентах сопротивления берегов:

1 - 0,058; 2 - 0,077; 3 - 0,122; 4 - 0,144; 5 - 0,228.

При прочих равных условиях, с повышением средней температуры воздуха безледного периода показатель абразионной активности возрастает, а коэффициент сопротивления уменьшается. Однако на основе линейной теории трудно с приемлемой достоверностью математически сформулировать эти зависимости. По-видимому, это одна из причин того, что при относительно высокой активности береговых криогенных процессов скорости термоабразии льдистых берегов, рассчитанные по линейной модели, несколько ниже наблюдаемых. В условиях малой активности береговых криогенных процессов расчетные скорости термоабразии превышают измеренные (Разумов, 2005).

Линейная теория отражает развитие льдистых морских берегов в изменяющихся природных условиях посредством частных линейных взаимосвязей влияющих факторов и компонентов береговой криогенной системы. Нелинейная теория динамики льдистых берегов, обосновывая четвертое защищаемое положение, вскрывает механизмы взаимодействия составляющих системы атмосфера – море – береговая криолитозона и определяет начальное звено в цепи причинно-следственных связей между ее компонентами.

Глава 5 “Роль многолетнемерзлых пород в динамике береговой криолитозоны арктических морей”. В данной главе рассмотрены закономерности взаимодействия береговых криогенных и субаквальных абразионно-аккумулятивных процессов в переменных природных условиях. Результаты этих исследований позволили обосновать третье защищаемое положение: “Многолетнемерзлые породы подводного берегового склона препятствуют формированию равновесного штормового профиля, что обусловливает более активное, чем вне криолитозоны воздействие моря на береговой уступ”. Кроме того, проведено математическое моделирование устойчивости льдистых берегов к воздействиям моря, в зависимости от льдистости отложений и средней температуры воздуха безледного периода.

Динамика рельефа подводного склона изучалась на участке береговой зоны Восточно-Сибирского моря между дельтой р. Колымы и Медвежьими островами. Выполнен сравнительный анализ промеров глубин в исследуемом районе, проведенных в разные годы Главным управлением навигации и океанографии ВМФ (1956 и 1974 гг.), Янской геологоразведочной экспедицией (1987, 1988 гг.) и Институтом мерзлотоведения СО РАН (1990, 1991 гг.) в рамках комплексных геокриологических исследований. В промерах, проводимых последними двумя организациями, автор принимал непосредственное участие.

Результаты анализа показали, что при относительном похолодании 1950-1970-х годов отложения подводной террасы в полосе от уреза моря до глубин 4-5 м размывались со средней скоростью от 0.6 до 3.3 см/год. В то же время на глубинах от 4 до 7 м наносы накапливались со средней скоростью 1-3 см/год. В условиях относительного потепления последней четверти XX века поверхность подводной террасы подверглась размыву почти на всей площади. Интенсивность размыва отложений достигала 5-6 см/год на глубинах 4-6 м и не превышала 2.5 см/год на глубинах 0-2 м. Средняя скорость размыва прибрежной полосы дна арктических морей даже в условиях потепления климата, сопровождаемого активизацией термоабразии и субаквальных абразионно-аккумулятивных процессов, значительно ниже, чем в морях вне криолитозоны (рис. 7).

Наиболее динамичный участок подводного берегового склона располагается в его нижней части на изобатах 5-7 м. Амплитуда скорости деформации рельефа дна здесь достигает 9 см/год. По мере продвижения от внешнего края подводной террасы к урезу моря амплитуда быстро уменьшаются, и на глубинах 0-2 м ее средние по району значения составляют всего 0.4-0.7 см/год. По мнению автора, демпфирующий эффект в формировании верхней части подводного профиля обусловлен небольшой мощностью слоя штормовой переработки. Она контролируется глубиной сезонного протаивания субаквальных многолетнемерзлых пород, которые существенно ограничивают размыв дна в экстремальных гидрометеорологических условиях. В береговой зоне морей, расположенных вне криолитозоны, слой штормовой переработки вблизи уреза достигает 4 м (см. рис. 3).

Рис. 7. Зависимость скорости размыва суглинистых отложений подводного берегового склона от глубины моря: 1 и 2 – на северо-западном побережье Черного моря (Шуйский, 1978); 3 – в районе мыса Крестовского Восточно-Сибирского моря (Разумов, 2000б); 4 – в Анабаро-Оленекском секторе моря Лаптевых (Are et al., 2001).

В интервале глубин 0-2 м на подводном береговом склоне многолетнемерзлые породы залегают наиболее близко к поверхности дна (рис. 8). В условиях кратковременных воздействий штормов субаквальные реликтовые многолетнемерзлые породы препятствуют глубокому размыву дна и, следовательно, формированию равновесного штормового профиля подводного берегового склона. Это происходит при дефиците наносов, поскольку реальная мощность перерабатываемого волнами слоя оттаявших отложений в волноприбойной зоне моря значительно меньше его потенциальной мощности, которая бы перерабатывалась при прочих равных условиях, но при отсутствии мерзлых пород.

Между темпом термоабразии льдистых морских берегов и скоростью деформации рельефа подводного склона установлена сложная литодинамическая связь. Она раскрывает функциональную роль участков подводного профиля с различными глубинами моря в динамике льдистых берегов и отражает влияние изменений климата на ход берегоформирующих процессов.

Рис. 8. Изменения рельефа подводного берегового склона и верхней границы протаивающих многолетнемерзлых пород в зоне прибойного потока у мыса Крестовского Восточно-Сибирского моря в умеренных (а) и экстремальных (штормовых) (б) гидрометеорологических условиях. Профили подводного берегового склона по данным промеров: 1 – 11.08.1991(а) и 12.08.1990 (б); 2 - 24.08. 1991 (а) и 14.08.1990 (б). Профили кровли субаквальных многолетнемерзлых пород: 3 - 11.08.1991 (а) и 12.08.1990 (б); 4 - 24.08.1991 (а) и 14.08.1990 (б); 5 - 20.08.1990 г.

Для аналитического рассмотрения влияния многолетнемерзлых пород береговой зоны на скорость разрушения берегов сформулированы следующие теоретические предпосылки:

1) Мерзлое состояние собственно береговых уступов мало влияет на скорость их разрушения (Арэ, 1985);

2) При равных потоках энергии волн, воздействующих на льдистые берега и берега вне криолитозоны, и прочих равных условиях объемы переработки тех и других берегов приблизительно равны;

3) Многолетнемерзлые породы подводного берегового склона существенно не разрушаются в течение кратковременного шторма.

Основываясь на этих предпосылках и пренебрегая мощностью слоя сезонного протаивания у подножья берегового уступа (0.4 м), получим простое соотношение:

, (8)

где VЭ и VА – скорости отступания морских берегов, сложенных мерзлыми и не мерзлыми рыхлыми породами; EЭ и EА – суммарный поток энергии волн к берегу по опасным румбам в арктических морях и морях вне криолитозоны; zш – мощность слоя штормовой переработки, которая в Балтийском, Черном и Японском морях в полосе прибойного потока составляет от 2 м в песках до 4 м - в супесчано-суглинистых отложениях (Айбулатов, 1968; Бертман и др., 1971; Введенская и др., 1978).