Криоморфогенез и литодинамика прибрежно шельфовой зоны морей Восточной Сибири (стр. 2 )

Изучение динамики низких аккумулятивных берегов оказалось сложной задачей из-за изменчивого режима сгонно-нагонных явлений и ежедневного перемещения береговых линий. В этом случае обычно использовались низкие (высотой 0,2-0,5 м) стабильные береговые уступы, которые фиксируются на АФС. При анализе дистанционных материалов, для оценки средней многолетней скорости изменения береговых форм, использовались современные ГИС-технологии и компьютерные программы (ENVI 3.1-3.4., ArcView-ArcInfo 8.1). Следует подчеркнуть, что метод дистанционного анализа изменения береговых линий иногда даже предпочтительней измерений на местности. При наличии необходимых картоматериалов, АФС и спутниковой информации, он позволяет оценить большие участки берегов, вплоть до всей береговой зоны моря. Однако есть и существенные минусы. Во-первых, необходимое количество дистанционных материалов хорошего качества для анализа динамики берегов трудно найти или слишком дорого приобрести. АФС до сих пор не покрывают всю береговую зону Российской Арктики. Их особенно недостаточно на район побережья Восточно-Сибирского моря. Во-вторых, разрешающая способность и качество карт и снимков часто не удовлетворяют требованию точной привязки к ним современных береговых линий и форм рельефа. В особенности это относится к берегам с малоактивной динамикой.

Рис. 3. Наложение данных современной теодолитной съемки на аэрофотоснимок 1969 г. Мыс Мамонтов Клык, море Лаптевых (слева); перенос контуров береговой линии и бровки термоабразионного и термоденудационного клифов с АФС 1981 г. на АФС 1951 г. Урочище Мамонтовый-Хаята, Быковский п-ов, залив Буор-Хая (справа).

Методика расчета потоков материала, поступающего на шельф из эродируемых берегов, базируется на определении и соотношении нескольких параметров, характеризующих динамику, литологию, геокриологическое строение и морфологию пределах каждого из выделенных береговых секторов исследуемых морей. К таким параметрам относятся: 1 – длина береговой секции (L, м, км); 2 –средняя высота берегового уступа или склона (H, м); 3 – средний темп эрозионного отступания берега (V, м/год); 4 – среднее объемное содержание льда в породе (W, %); 5 – средняя плотность пород (D, г/см3 - т/м3); 6 – среднее весовое содержание органического углерода в породах (C, %). Объем породы (N), поступающий в течение года из одного определенного берегового сегмента на шельф, рассчитывается по формуле: N = L • H • V.

Чтобы получить объем скелета породы (ND), из общего объема породы, вычитается объем влаги или льда (W, %): ND = N • (1-W).

Для установления массы эродируемого обломочного (минерального и органического) материала (MS), высвобождаемого из берегового сегмента за год, объем пересчитывается в массу: MS = ND • D.

Расчет массы органического углерода (MC), содержащегося в определенной ранее массе всего обломочного материала (MS), производится по следующей формуле:

MC = MS • C(%).

Определение длины береговой линии выделенных сегментов выполнялось по результатам собственных инструментальных измерений на ключевых участках, по литературным данным, с помощью анализа крупномасштабных топографических карт и АФС, с учетом коэффициента извилистости береговой линии. Также использовались материалы мировых баз данных по батиметрии и берегам (IBCAO, GEBCO Coastline, World Vector Shoreline – векторная береговая линия мира). Средняя высота клифов или вершин береговых склонов так же определялась по результатам собственных измерений, литературным данным, топографическим картам и АФС. Для оценки состава береговых толщ были привлечены материалы, касающиеся геологического строения берегов исследуемого региона (в основном изученные разрезы и детальные карты по четвертичной геологии). Проводилось изучение состава береговых отложений с определением их плотности и объемной льдистости. Данные о среднем темпе эрозионного отступания или выдвижения берегов, а также о степени их стабильности были получены на более чем пятидесяти ключевых участках побережья морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. На ряде участков, где береговые исследования не проводились, для определения динамических параметров берегов использовался метод аналогии с уже исследованными участками, исходя из идентичности их морфологических, литологических и геокриологических характеристик. Учитывались контуры берегов, степень мелководности прилегающего шельфа, гидродинамические особенности в прибрежной зоне и особенности ледового режима в районе описываемого берегового сектора. Среднее содержание льда в ММП было получено по многочисленным собственным и имеющимся опубликованным данным определений льдистости-влажности грунтов различных литологических и генетических типов. Средняя плотность пород была принята согласно нормативным документам ГОСТ и СНИП, а также взята из ряда литературных источников как для конкретных участков береговой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, так и по средним значениям для дисперсных пород (Арэ, 1998; Органическое вещество, 1990; Романкевич, Ветров, 2001, Stein, MacDonald, 2004 и др.). Среднее содержание органического углерода в породах было взято из литературных источников, а также определялось по образцам, отобранным на 21-м береговом участке.

В первую фазу составления береговой базы данных проводилась сегментация берегов, т. е. разделение берегов на определенные участки, характеризующиеся определенным набором параметров, достаточно типичных именно для данного берегового сектора и отличающихся по комплексу этих параметров от соседнего. Основные принципы выделения берегового сегмента: 1) примерно одинаковый динамический режим в пределах берегового отрезка; 2) сходное литологическое строение на большей части сегмента; 3) сравнимый диапазон абсолютных высот преобладающего числа клифов и береговых склонов; 4) примерно одинаковое геокриологическое строение на преобладающей части сегмента (прежде всего льдистость пород). Выделенные береговые сегменты представлены на прилагаемых схемах (рис. 4).

Для оценки средних многолетних скоростей изменения береговых линий, объемов эродируемого материала, поступающего на шельф, и других параметров береговой зоны сформирована база данных берегов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского на основе электронной карты прибрежно-шельфовой зоны этих морей. В ее состав включены следующие основные слои: береговая линия, береговые сегменты и собственно информационный блок, состоящий из 18 параметров. К ним относятся: 1 - название моря; 2 - номер берегового сегмента (с запада на восток); 3 - местоположение сектора, географическая привязка крайних точек сегмента; 4 - географические координаты крайних точек сегмента; 5 - основные береговые формы рельефа; 6 - преобладающие типы динамического развития берегов; 7 - преобладающие литологические типы пород, слагающих берега; 8 - среднее расстояние от береговой линии до изобат (м): 2, 5, 10, 100 м; 9 - длина береговой линии секции (км); 10 - средняя высота бровок береговых уступов или береговых склонов (м); 11 - средний темп перемещения береговой линии (м/год); 12 - среднее объемное содержание льда в породах, слагающих берега (%). 13 - средняя плотность сухого скелета пород, слагающих берега (г/см3 – т/м3); 14 – масса обломочного материала, выносимого из разрушаемых берегов на шельф за один год (т/год); 15 – среднее весовое содержание органического углерода в береговом обломочном материале (%); 16 – масса органического углерода, выносимая из разрушаемых берегов на шельф за один год (т/год); 17 – краткая информация по специфическим ключевым участкам; 18 – иллюстративный материал по ключевым участкам;

Заключительный раздел информационного блока базы данных включает средние значения приведенных выше количественных параметров береговой зоны для каждого из исследуемых морей.

Рис. 4. Сегментация берегов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского (для формирования береговой базы данных).

Изучение субаквальных многолетнемерзлых пород проводится по данным их бурения и геофизического зондирования, а также путем моделирования прибрежно-шельфовой части криолитозоны.

Буровые работы - самый надежный источник информации о СММП. Преобладающая часть этих данных получена путем бурения с морского льда в весенний период. Максимальное расстояние от суши до морских скважин не превышает первые десятки километров (проливы Дм. Лаптева и Санникова). Профили, как правило, располагались по нормали к берегу и начинались от береговой зоны. Для проведения бурения со льда обычно организовывались санно-тракторные поезда. В процессе бурения со льда скважины обсаживались. Обсадка перекрывала лед, воду и талые донные осадки для защиты керна от контакта с морской водой. Диаметр бурового снаряда составлял от 56 до 160 мм. Для изучения развития СММП и криопэгов в зоне лежащего на грунте припайного льда, в интервале глубин моря до 2-х метров, проводилось бурение по серии неглубоких профилей. При бурении и последующей аналитической обработке материала применялись следующие методы исследований:1) измерение температуры воды и горных пород; 2) отбор проб воды и грунта; 3) детальное описание керна; 4) изучение солевого состава проб; 5) определение теплофизических свойств грунта; 6) определение влажности-льдистости отложений; 7) определение абсолютного возраста отложений; 8) гранулометрический и минералогический анализы.

Имеющиеся данные по морю Лаптевых, полученные методами геофизического зондирования, принадлежат в основном к относительно глубоководной части шельфа. Анализ этих материалов выявляет в донных осадках рефлекторы (отражающие горизонты/поверхности) похожие по морфологии и геофизическим свойствам на кровлю СММП (Rachor, 1999; Schwenk et al., 2005; Рекант и др., 1999, 2001; Rekant, 2002, Drachev et al., 2002 и др.). Наши работы на мелководных участках шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибирского проводились с использованием геофизического оборудования (Echo Sounder – Geoacoustics GeoChirp 6100A). Участки работ располагались у восточной окраины дельты Лены, вблизи Быковского п-ова, у западного побережья п-ова Буор-Хая, в Ванькиной губе и в проливе Дм. Лаптева. В пределах этих участков обнаружить с помощью имеющейся аппаратуры достаточно четкий рефлектор, идентифицирующий положение кровли СММП, не удалось. Однако сейсмоакустическое профилирование позволило получить некоторые данные об особенностях деградации льдистых СММП. Например, на сейсмограммах в проливе Дм. Лаптевых были установлены границы, идентифицируемые как остатки ледового комплекса, избирательно протаивавшего по мощным повторно-жильным льдам (рис. 5).

Рис. 5. Сейсмоакустический профиль дна пролива Дм. Лаптева. Слева вид берегового рельефа с байджарахами в области развития ледового комплекса на побережье Восточно-Сибирского моря (Are et al., 2000).

Моделирование прибрежно-шельфовой криолитозоны применялось для рационального расположения буровых скважин и геофизических профилей. Использовались в основном имеющиеся модели субаквальной криолитозоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, созданные рядом исследователей (Соловьев, 1981, 1983; Жигарев, 1981, Фартышев, 1993, Romanovskii et al., 1998, 2000, 2001, 2003; Hubberten, Romanovskii, 2001, 2003).

В главе 4 «Криоморфогенез береговой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского» рассматриваются экзогенные береговые процессы. Среди них различаются эоловые и биогенные, гравитационные и хемогенные, а также техногенные и некоторые другие процессы. Все они условно противопоставляются криогенным процессам. Комплекс криогенных процессов включает в себя криогенное выветривание, морозное пучение, морозную сортировку материала, криогенный крип, нивацию, морозобойное трещинообразование, криогенную солифлюкцию, термическую денудацию, термоабразию и термосуффозию, термический карст, боковую, донную и регрессивную термоэрозию. Совокупность этих процессов понимается как криоморфогенез. В данной главе основное внимание уделяется особенностям проявления криоморфогенеза в прибрежно-шельфовой зоне Восточной Сибири. Самыми распространенными и активными криогенными процессами в этой зоне являются термоабразия, термоденудация и солифлюкция. Термоабразия здесь обычно протекает в 3-4 раза интенсивнее, чем собственно абразия (Арэ, 1980). Скорость термоабразии берегов моря Лаптевых и берегов Восточно-Сибирского моря местами достигает 20 м/год.

Изучение динамики берегов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского проводилось нами в течение почти 25 лет ( гг.) на более чем 50 ключевых участках.

К основным факторам, определяющим динамику переработки берегов, принято относить мощность, продолжительность и направленность гидрологических и метеорологических процессов, батиметрические параметры берегового подводного склона, конфигурацию береговой линии, высоту и крутизну берегового уступа, геокриологическое и литологическое строение берегов. Иногда в течение одного сильного и продолжительного шторма отступание бровки термоабразионного берегового уступа (при блоковом разрушении) может достигать 10-20 метров. При этом, наибольшие скорости термоабразионного разрушения отмечаются, как правило, вблизи приглубых зон, на мысах и береговых участках, сложенных дисперсными льдистыми породами, где присклоновый шлейф быстро размывается волнами. Эти условия благоприятствуют образованию протяженных волноприбойных ниш, врезающихся в основание уступов на 5-10 м. Почти половину разрушающихся льдистых берегов морей Восточной Сибири следует относить к термоабразионно-термоденудационному типу. Такие берега обычно отличаются наличием отчетливо выраженных термотеррас и достаточно крутых клифов.

Крутизна береговых уступов предопределяет быстрое удаление со склонов (в основном гравитационными процессами) талого материала. В связи с этим, верхняя, а часто и средняя части берегового уступа подвержены термической денудации, приводящей к формированию крутых термоуступов. Она не затухает лишь в условиях постоянной или периодической термоабразионной или абразионной переработки нижележащих участков. Таким образом, термоденудация морских береговых уступов без термоабразионной и абразионной работы моря не имеет длительного развития. Скорость термоденудации на определенных участках может опережать скорость термоабразии. В этом случае в прибрежной зоне формируется слабонаклонная термотерраса, по поверхности которой в направлении к морю осуществляется транзит талого влагонасыщенного материала, переработанного термоденудационными процессами. Однако темп термоденудации верхнего не может опережать скорость термоабразии в течение длительного времени, поскольку тенденция к выполаживанию берегового склона приводит к накоплению на нем слоя склоновых отложений и затуханию термоденудационных процессов в верхней части берегового склона.

Существенная роль термоабразии заключается не только в ускоренной переработке берегов, но и в создании обширной термоабразионной подводной платформы, поверхность которой, в условиях активного выноса береговых наносов на взморье, преобразуется в термоабразионно-аккумулятивный уровень. Эта подводная террасовидная поверхность часто прослеживается в море на десятки километров.

Данные, имеющиеся по подводной термоабразионно-аккумулятивной платформе, позволяют сделать вывод о том, что отчетливое проявление криогенных факторов в развитии рельефа на ее поверхности не выражено, либо выражено крайне слабо. Характер профилей верхней границы субаквальных мерзлых пород и поверхности дна не имеют четкой корреляционной связи. На отдельных участках дна, слагаемых наиболее льдонасыщенными толщами, формируются западины и депрессии. Однако скорость донного осадконакопления и активность волновой переработки материала на рассматриваемых мелководьях настолько велики, что подобные отрицательные формы рельефа быстро нивелируются.

На относительно малольдистых берегах криогенные береговые процессы проявляются менее активно, но развиты достаточно широко. В плейстоценовых дисперсных породах, кроме льда-цемента обычно присутствуют текстурообразующие, сегрегационные, повторно-жильные и другие типы подземного льда. В периоды штормовой активности талый присклоновый шлейф размывается морской водой, которая при этом контактирует с мерзлым грунтом, содержащим ископаемый лед. Темп отступания таких берегов составляет 0,1-0,8 м/год. Скорость разрушения скальных береговых уступов достигает 0,05-2, а в случае их криогенной раздробленности - 5-10 см/год.

Для сравнения темпов отступания морских берегов дельт с динамикой эрозионных (термоэрозионных) речных берегов внутри дельты, обычно содержащих подземные льды (объемная льдистость 10-60 %), проведены исследования по оценке интенсивности разрушения берегов проток на 42 участках в центральной и восточной части дельты р. Лены. Оказалось, что темпы разрушения морских и речных берегов сопоставимы. Однако речные берега разрушаются несколько быстрее во время чрезвычайно высокой эрозионной активности р. Лены в половодье. Максимальные скорости размыва берегов в дельте зафиксированы в зоне бифуркации самой полноводной Трофимовской протоки. Средняя скорость отступания берегов на эродируемых участках первой и третьей (ледовый комплекс) террас в дельте р. Лены равна соответственно 3,9 и 2,3 м/год.

На морских берегах наибольшая скорость их разрушения фиксируются на участках распространения ледового комплекса. Максимальные среднемноголетние темпы его отступания отмечаются на северном мысу острова Муостах в море Лаптевых (около 13 м/год) и к западу от мыса Крестовского в Восточно-Сибирском море (около 12 м/год). Скорости разрушения берегов были проанализированы во всех береговых секторах этих морей, а также определены средние многолетние скорости для льдистых и малольдистых берегов, а также для побережья морей в целом (табл. 1).

Таблица 1

Средняя скорость эрозии берегов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, м/год.

Берега	Море Лаптевых	Восточно-Сибирское море
Не содержащие ледовый комплекс	0,3	0,3
Содержащие ледовый комплекс	1,9	1,6
Все побережье	0,7	1
Средняя скорость для двух морей	0,8

Несмотря на региональное повышение летней температуры приземного воздуха в изучаемом районе, отчетливого положительного тренда отступания термоабразионно-термоденудационных берегов, в течение последних десятилетий, отмечается далеко не всех наблюдаемых участках. В районе м. Крестовского (Восточно-Сибирское море) средние скорости термоабразии в гг. возросли почти в 1,5-2 раза по сравнению с гг. (Григорьев и др., 2006). Начиная с 2004 года, и особенно в 2007 г., выявлено заметное усиление береговых процессов в море Лаптевых. Это выразилось в массовой активизации склоновых процессов, прежде всего солифлюкции (криосолифлюкции), на прежде стабильных, задернованных берегах и в резком усилении темпов разрушения термоабразионных и термоабразионно-термоденудационных берегов. Скорость их отступания превысила на нескольких ключевых мониторинговых участках среднемноголетние нормы в 1,5-2,5 раза (рис. 6, 7).

Существенное увеличение активности береговых процессов связывается с повышением температуры воздуха, как в Восточно-Сибирском приморском регионе, так и в Арктике в целом. Как следствие, на береговых склонах идет интенсификация солифлюкционных процессов, а также отмечается усиление штормовой активности, в связи с сокращением площади сплоченных льдов в гг.

Рис. 6. Темп термоабразионно-термоденудационного разрушения приморских участков ледового комплекса: северо-восточный берег (А) и северный мыс (Б) о-ва Муостах; северо-восточный берег (В) п-ова Быковский (урочище Мамонтовый-Хаята).

В связи с предполагаемым дальнейшим повышением температуры воздуха в Арктике прогнозируется ускорение темпов разрушения берегов. Льдистые берега занимают более трети протяженности побережья морей Лаптевых и Восточно-Сибирского и отступают на ряде участков от 1 до 10 м/год. Возрастающие скорости их разрушения представляют существенную проблему для местных жителей, промышленных организаций и транспортных структур. На берегах, сложенных дисперсными породами с высоким содержанием подземного льда, расположены населенные пункты, коммуникации, средства навигационного обеспечения морского транспорта и другие объекты. Все эти объекты подвержены опасности разрушения. В последнее десятилетие быстрое отступание береговых уступов, активизация поверхностных криогенных явлений часто приводили к обрушению домов, кладбищ, геодезических знаков, навигационных и других прибрежных объектов.

Рис. 7. Аэрофотоснимок о-ва Муостах (1951 г.) с контуром бровки термоабразионного клифа в 2007 г.

Наступление моря на льдистые берега провоцирует активизацию негативных криогенных процессов и на значительном удалении от берега: катастрофическое развитие термоэрозионных оврагов, термокарстовых и термосуффозионных провалов, криосолифлюкционного разрушения склонов. В силу большого площадного охвата и высокой скорости развития эти процессы могут представлять для техногенных объектов даже большую опасность, чем непосредственное отступание льдистых береговых клифов.

До недавнего времени, из-за недостатка информации, прогнозирование скорости разрушения береговых уступов в этих районах было затруднено. В настоящий период по многим береговых сегментам исследуемых морей уже накоплен достаточный массив данных о многолетних трендах динамики берегов. Это позволяет предсказать, когда береговые сооружения должны быть перемещены вглубь суши или предложить своевременные меры их защиты. Приведенные выше данные убедительно свидетельствуют о необходимости получения надежной и полной информации о современных характеристиках береговых процессов и их прогнозе.

В заключении главы кратко характеризуются общие черты развития криоморфогенеза береговой зоны морей Восточной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене, обусловленные в основном глобальными климатическими изменениями и связанными с ними гляциоэвстатическими колебаниями уровня Арктического бассейна.

Анализ рассмотренных выше материалов показывает, что процессы криоморфогенеза формируют на побережье арктических морей весьма специфичные и необычайно динамичные береговые ландшафты. Их основой служат льдистые породы, в том числе ледовый комплекс, имеющий самое широкое развитие именно в рассматриваемом регионе Арктики. Результаты исследований свидетельствуют о доминирующем влиянии криогенных процессов на формирование рельефа береговой зоны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. На основе проведенных наблюдений и анализа материалов по динамике береговых процессов впервые получены точные данные о средней скорости отступания берегов исследуемых морей. Вышесказанное, с учетом приведенных в главе качественных и количественных данных об особенностях криоморфогенеза исследованного района, позволяет сформулировать следующее защищаемое положение: В силу высокой льдистости многолетнемерзлых пород береговой зоны морей Восточной Сибири, где доля ледового комплекса от длины побережья составляет 37%, процессы криоморфогенеза играют ведущую роль в разрушении их берегов, формируя самые динамичные в Арктике геоморфологические и ландшафтные зоны. Скорость разрушения береговых секторов, содержащих ледовый комплекс, в 5-7 раз выше, чем секторов с малольдистыми толщами. При этом, темп теряемой площади суши этих морей составляет 10,7 км2 в год.

В пятой главе «Литодинамика прибрежно-шельфовой зоны» рассматриваются процессы перемещения и источники наносов в системах континент-шельф и берег-шельф для морей Лаптевых и Восточно-Сибирского.

К основным направлениям литодинамических исследований в изучаемом регионе относятся: 1) изучение динамики наносов на прибрежном и приглубом шельфе и 2) оценка потоков терригенных наносов в прибрежно-шельфовую зону и арктический бассейн. Источниками терригенных наносов являются: а) твердый речной сток (взвешенные наносы); б) вынос влекомого речного обломочного материала; в) вынос материала грунтовыми водами; г) вынос берегового обломочного материала; д) перенос осадков морским льдом; е) вынос материала эоловыми процессами.

Следует подчеркнуть, что, применительно ко всей Арктике, наиболее полно исследован речной твердый сток. Что касается берегового выноса наносов, то в настоящее время имеются обобщенные данные для всего арктическому бассейну, но наиболее детально он изучен в морях Карском (Васильев, 2006), Лаптевых и Восточно-Сибирском (Григорьев, Куницкий, 1997; Grigoriev, Rachold, 2003; Grigoriev et al., 2004; Григорьев, 2004; Григорьев и др., 2006).

Достоверно установлено, что доминирующими источниками терригенного выноса в арктические моря являются речной твердый сток и вынос береговых наносов. В ряде морей преобладает первый источник, в других второй.

Вынос в Северный Ледовитый океан морскими льдами терригенного органического углерода почти на два порядка меньше речного или берегового – 0,134, а в моря Лаптевых и Восточно-Сибирское, соответственно, - 0,087 и 0,019 млн. т/год (Eicken, 2004). Его значение в бюджете терригенных осадков в Арктике находится в пределах погрешностей оценок берегового и речного потоков. Масса выноса органического углерода в виде речного влекомого материала для Арктики в целом оценивается в 0,13, а грунтовыми водами – 2,3 млн. тонн/год (Stein, Macdonald, 2003). Количество эолового материала, поступающего в моря российского сектора Арктики, составляет 1343 - минерального, и 378 тыс. т/год органического вещества (Романкевич, Ветров, 2001). Масса терригенного эолового привноса минерального материала и органического углерода в арктический бассейн, включая антропогенный источник - органическую сажу, оценивается соответственно в 5,7 и 1,72 млн. т/год (в море Лаптевых 0,298 и 0,09, в Восточно-Сибирское море – 0,589 и 0,178) (Shevchenko, Lisitzin, 2004). Масса подземного стока растворенного органического углерода в арктические моря России примерно оценивается в 1,65 млн. тонн в год (Романкевич, Ветров, 2001).

По объемам перемещения наносов в зоне арктических пляжей и подводного берегового склона данных довольно мало. Абразия прибрежного дна Белого, Баренцева и Карского морей оценена (1974) соответственно в 11; 7,7 и 23,6 млн. тонн в год. Обобщенных суммарных оценок абразии подводного берегового склона морей Восточной Сибири пока нет. По некоторым данным масса абрадируемого материала на подводном береговом склоне может быть сопоставима с массой берегового выноса наносов (Каплин, 1971; Каплин и др., 1991; Шуйский, Огородников, 1981; Арчиков и др., 1982; Шуйский, 1983; Арэ, 1985; Are, 1999), но единого мнения по этому вопросу не существует. (1974, 1976), по Белому и Баренцеву морям, оценивает массу абрадируемого донного материала в 10-20% от берегового абразионного выноса.

Динамика профиля подводного берегового склона (ПБС) морей Лаптевых и Восточно-Сибирского исследована пока недостаточно. Наибольший вклад в ее изучение внесли (Арэ, 1980, 1985, 1998; Are et al., 2000, 2001, 2002а, 2002б, 2003, 2008) и Э. Реймнитц (Reimnitz et al., 1994; Reimnitz, Are, 2000). В соотношении темпов преобразования ПБС и динамики берегов изучаемого региона имеется существенная проблема, заключающаяся в парадоксальном, неизменно активном разрушении термоабразионных берегов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского при ничтожно малых (0,003-0,005) уклонах ПБС. Такое развитие берегов и ПБС в одной прибрежно-шельфовой системе не соответствует классическим представлениям (1962) о существовании предельно малого уклона дна, прекращающего эрозию берегов.

В настоящее время имеются современные обобщающие оценки твердого стока рек морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, включая сток органического углерода. Суммарный твердый сток рек моря Лаптевых составляет 28, 6 и 6,8 млн. т/год взвешенных наносов и органического углерода, а Восточно-Сибирского, соответственно, 25,15 и 1,86 млн. т/год (Holmes et al., 2002; Gordeev, Rachold, 2002; Rachold, Hubberten, 1999).

Береговой поток наносов. Динамика наносов на берегах и их перемещение в пределах литорали и на подводном береговом склоне имеют тесные закономерные связи. Движение материала в этой системе, состоящей из наземной и подводной частей, протекает весьма активно. Оно характеризуется в основном двумя разнонаправленными векторами: продольным (вдольбереговым) и поперечным перемещением осадков. В их продольном перемещении доминирует гравитационная составляющая, увлекающая обломочный материал вглубь моря. Мерзлотно-геологическое строение прибрежно-шельфовой зоны и активное протекание на побережье морей Лаптевых и Восточно-Сибирского криогенных геоморфологических процессов, вносят особую специфику в характер динамики берегов и формирования потоков наносов.

Первые обобщающие исследования, связанные с детальной оценкой выноса в море Лаптевых береговых масс, провел (Are, 1999). Изучение процессов термоабразии льдистых и малольдистых берегов в пределах Анабар-Оленекского междуречья, показало, что суммарный поток в море береговых наносов, при их среднем удельном весе равном 1,5 т/м2, на отрезке берега в 85 км составил 3,4 млн. т/год. При этом один километр льдистых берегов продуцирует в среднем 45 тыс. тонн наносов в год, а малольдистых – 16,5 тыс. тонн /год, то есть почти в три раза меньше. В последние годы появились новые данные о динамике берегов и объемах поступления береговых наносов в моря Восточной Сибири, подкрепленные большим объемом фактического материала (Are et al., 2000; Rachold et al., 2000, 2002; Grigoriev, Rachold, 2003; Grigoriev et al., 2004; Григорьев и др. 2006 и др.).

Методика расчета береговых литодинамических потоков базируется на определении и соотношении параметров, характеризующих динамику, литологию, мерзлотно-геологическое строение и морфологию берегов в пределах каждого из выделенных, относительно однотипных береговых секторов исследуемых морей. Определение таких параметров как скорость отступания берегов, длина берегового сегмента и высота берегового клифа, достаточно для выполнения расчета объема материала поступающего в море. Имея информацию о макро - и микрольдистости пород, плотности их скелета и весовом содержании в них органического материала, можно рассчитать массу потоков как всего обломочного материала, продуцируемого береговой эрозией, так и вынос органического углерода.

В морях Лаптевых и Восточно-Сибирском, вследствие активного разрушения берегов, в особенности, ледового комплекса, и выноса больших масс тонкодисперсного материала, на значительной части прилегающего шельфа формируются обширные поля суспензионных масс, видимые из космоса (рис. 8).

Рис. 8. Суспензионный шлейф осадков из береговой зоны Восточно-Сибирского моря, формирующийся в результате разрушения ледового комплекса, 24 августа 2000 г. (источник космического снимка: http//www. visibleearth. nasa. gov).

В разных арктических морях существуют резкие отличия в речном и береговом твердых потоках с суши. В ряде морей доминирует речной вынос. Например, при сравнении морей Лаптевых и Бофорта обнаруживаются более, чем 20-ти кратное, различие в соотношении речного и берегового материала, выносимого на шельф (табл. 2).

Таблица 2

Соотношение масс твердого стока рек и потока наносов из берегов моря Лаптевых и Канадского сектора моря Бофорта (1Gordeev, Rachold, 2004; 2MacDonald et al. 1998; 3Hill et al. 1991; 4Grigoriev et al., 2004; Григорьев и др., 2006).

Источники наносов	Море Лаптевых	Канадский сектор моря Бофорта
Твердый сток рек, млн. тонн/год	28,61	64,452
Поток наносов из эрозионных берегов, млн. тонн/год	62,24	5,63
Масса наносов из эрозионных берегов, млн. тонн/год на 1 км берега	0,008	0,0053
Соотношение речного и берегового материала, выносимого на шельф	0,45	11,5

В отношении морей Лаптевых (табл. 3) и Восточно-Сибирского (табл. 4) автором количественно определены некоторые мерзлотно-геоморфологические и литодинамические параметры для трех основных типов берегов. С учетом новых данных по арктическим морям, оценены соотношения их твердого берегового выноса с твердым стоком арктических рек (табл. 5). Суммарный вынос берегового материала в моря Лаптевых и Восточно-Сибирского составляет 152,4 млн. тонн/год - больше, чем береговой поток наносов всех других арктических морей. Масса органического углерода, привносимая в эти моря, составляет около 4 млн. тонн/год, в два с лишним раз больше, чем его суммарный береговой сток из остальной части Арктики. Восточно-Сибирское море является единственным из арктических морей, чья масса берегового выноса органического углерода превышает вынос его реками. Анализ данных по выносу береговому материала в моря Лаптевых и Восточно-Сибирское позволяет сформулировать следующее защищаемое положение: Разрушаемые берега морей Восточной Сибири продуцируют наибольшее количество берегового обломочного материала (152 млн. тонн/год) и органического углерода (4 млн. тонн/год), поступающих в арктический бассейн и превышающих суммарный береговой вынос всех остальных арктических морей (по обломочному материалу 55%, по органическому углероду 69%). Масса обломочного материала, поступающего из берегов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, почти в три раза превосходит региональный твердый сток рек.