Моделирование и прогноз динамики льдистых берегов восточных арктических морей России (стр. 2 )

Методика прогноза, разработанная и , была применена ими для исследования тенденций развития песчаных берегов Восточно-Сибирского моря в районе мыса Биллингса. По сути, это математическая модель динамики аккумулятивного песчаного вала в условиях многолетних изменений пространств открытой воды и уровня моря при неизменных мерзлотно-геологических условиях и атмосферной циркуляции. Исходной предпосылкой расчетов является предположение, что подъем уровня моря в результате потепления климата в XXI в. будет происходить равномерно и к 2100 г. достигнет 1 м. Равновесный профиль берегового склона формируется под действием достаточно сильных штормов, а время его стабилизации зависит от скорости осаждения наносов. (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 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.

(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 (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:

, (1)

где N - число градаций скоростей ветра более 10 м/с; pi – повторяемость i - той градации скоростей штормовых ветров; ui - средняя скорость штормового ветра в i - той градации; kб - коэффициент безледного времени по (1981); kZ - 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 c (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 ; 2 – по 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 (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 годах – 100 часов в год (Разумов, 2000а).

Анализ имеющегося фактического материала по динамике берегов и климатическим характеристикам показал, что при относительных потеплениях условий безледного периода активность термоабразии льдистых берегов северо-западной, северной, северо-восточной и восточной экспозиций, преобладающих в исследуемом регионе, существенно возрастает, несмотря на мелководность прибрежно-шельфовой зоны (рис. 4). Изменения во времени средней скорости термоабразии берегов высотой 1-30 м, сложенных ледовым и озерно-термокарстовым комплексами, соответствуют синхронным вариациям термической и циркуляционной характеристик климата (рис. 5). Надо отметить, что до 1970-х средняя скорость термоабразии в рассматриваемом районе характеризуется разовыми данными, полученными в течение длительных интервалов времени. По материалам публикаций и собственным данным многолетних дистанционных и натурных наблюдений на ключевых участках 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 ºC 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”.

Динамика льдистых берегов функционально связана с переменным коэффициентом сопротивления воздействиям моря. Изучены его изменения в условиях вариаций морфометрических характеристик жильных льдов, угла откоса и высоты береговых уступов в пространстве с однородными климатическими условиями. Предлагается мерзлотно-морфометрический критерий влияния этих факторов: , 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).

Коэффициент сопротивления льдистых берегов 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)

где q - угол наклона поверхности прибрежной суши; – задаваемое расстояние от начала координат (береговая линия) в сторону суши; t – время, в течение которого берег отступает (годы). Начальные условия: , .

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 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:

, (6)

где - годовая сумма положительных температур воздуха; x (м/год × ºC) - 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 ºC. 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 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).