В связи с интенсивным хозяйственным освоением северных районов СССР возрастает необходимость возведения различных капитальных сооружений как на морском берегу, так и в береговой зоне арктических морей. Надежная служба этих сооружений в сочетании с требованиями охраны окружающей среды обусловливается достаточно полным учетом при их проектировании и строительстве местных природных условий, определяющих устойчивость берега, прибрежного дна и самих сооружений, а также степень негативного воздействия хозяйственных мероприятий на естественный режим береговой зоны.

В арктических морях динамика последней характеризуется суммарным эффектом следующих основных факторов, процессов и явлений: геолого-геоморфологического строения берега и подводного берегового склона; гидролого-гидродинамических процессов, включающих ветровой, волновой и уровенный режимы, действие течений, а также такими специфическими для Арктики факторами, как криолитологическое состояние пород, слагающих берег и прибрежное дно, ледовые явления, динамика прибрежно-морских наносов. Развитие криолитозоны и распространение различных криогенных пород в береговой зоне арктических морей определяются литодинамическими процессами. Так, на аккумулятивных участках подводного берегового склона формируются породы, преимущественно переохлажденные ниже 0°С, а там, где ледяной припай смерзается с донными осадками, возможно образование сезонномерзлых и даже современных многолетнемерзлых пород (ММП). На участках размыва подводного склона и берега возможно временное сохранение реликтовых ММП, которые после полного протаивания замещаются породами, переохлажденными ниже 0°С.

Опыт возведения искусственных сооружений в береговой зоне арктических морей, в частности для проведения буровых поисково-разведочных работ, показал, что недостаточно полный учет возможности проявления даже какого-либо одного из перечисленных факторов приводит к отрицательным последствиям, заметно удорожает и замедляет производство работ. Для избежания этого в дальнейшем Проблемной лабораторией по освоению Севера (ПНИЛС) были проведены методические разработки и необходимые для подтверждения их результатов полевые исследования участков береговой зоны Печорской губы, западного побережья п-ова Ямал и Обской губы.

В качестве примера рассмотрим результаты исследований на одном из участков береговой зоны п-ова Ямал, где ранее подобных работ не производилось.

Рассматриваемый участок протяженностью около 50 км отличается своеобразием геолого-геоморфологического строения, ледовой обстановки, криолитологических условий, что обусловлено выраженностью в рельефе берега и дна локальной структуры, ориентированной почти по нормали к берегу (рисунок). Прибрежная суша здесь представляет собой низкую аккумулятивную равнину с максимальными высотами до 25- 35 м , сильно расчлененную эрозионными и в меньшей мере термокарстовыми процессами, сложенную преимущественно морскими и ледово-морскими песчано-глинистыми отложениями верхне- и средне-плейстоценового возраста, а также разнообразными по генезису голоценовыми осадками. Мощность четвертичных отложений достигает 200- 300 м [Трофимов и др., 1975].

В пределах современной береговой зоны района выделяются берега двух основных типов: термоабразионные и аккумулятивные. Первые представлены клифами высотой от 4-6 до 15- 20 м и крутизной 40-90°, активно разрушаемыми морем и термо-денудационными процессами. Клифы окаймлены узкими пляжами шириной от 5-10 до 20- 30 м . Такие берега развиты двумя протяженными участками - к северу и югу от оси структуры; непосредственно к присводовой ее части приурочен участок аккумулятивного берега, представляющего собой современную морскую террасу высотой 0- 2 м с широким (до 50- 70 м ) пляжем и еще более широкой (до 200- 500 м ) нагонной осушкой, затопляемой только в периоды сравнительно редких штормовых нагонов. На значительном протяжении современная терраса примыкает к более древней среднеголоценовой морской террасе высотой 2,5- 5 м .

В пределах отмелого подводного берегового склона можно выделить следующие основные формы рельефа: подводная прибрежная аккумулятивная терраса (глубина от 0 до 6- 8 м ) с двумя подзонами (подводных валов и нижней, более выровненной части); подводная абразионная терраса - бенч (на глубинах от 6-7 до 12- 15 м ); подводная абразионно-аккумулятивная терраса с преобладанием процессов современной морской аккумуляции (на глубинах более 12- 15 м ). К каждой из этих форм приурочен определенный тип осадков. Так, в наиболее активной морфодинамической подзоне подводных валов распространены в основном средние и мелкие пески; вдоль нижней границы прибрежной аккумулятивной террасы сравнительно узкой полосой развиты пески мелкие пылеватые; в пределах подводной абразионной террасы - супесчаные илы, тонким слоем перекрывающие плотные суглинки и глины.

На аккумулятивных участках береговой зоны песчаный сверху пляж обычно сложен слоистыми ММП сливающегося типа общей мощностью, по данным Н.Ф. Григорьева [1982], до 20- 25 м . В этой толще встречается до четырех линзообразных прослоев песчаных отложений с криопэгами (мощностью 0,5- 1,5 м ), характеризующихся морским составом солей, летними температурами от -5 до -6,4° С (в интервале глубин 5- 16 м ). Мощность слоя сезонного протаивания на пляже достигала 1 м . Подводный береговой склон на этих участках сложен неслоистыми современными ММП сливающегося типа мощностью до 5- 6 м . Глубина сезонного протаивания здесь увеличивается до 1,8 м , а еще мористее ММП выклиниваются, и сезонноталый слой переходит в сезонномерзлый. На одном из участков выклинивание ММП отмечено [Григорьев, 1982] в 1,6 км от уреза воды, а сезонномерзлых пород - в 2,3 км . Температура на подошве современных подводных ММП колеблется от -1,0 до -2,1°. Вообще же в Карском море до глубины 16- 18 м распространены сезонно и постоянно переохлажденные породы, а на больших глубинах - только постоянно переохлажденные [Жигарев, 1978].

На термоабразионных участках берега пляж сложен монолитными ММП сливающегося типа. Их мощность здесь составляет примерно 230- 240 м , а среднегодовые температуры колеблются от -6,2 до -6,5°С. Глубина сезонного протаивания составляет около уреза 2 м и более, уменьшаясь к подножию клифа до 1- 1,3 м . На подводном береговом склоне монолитность ММП нарушается и близ уреза воды они разделяются на современные и реликтовые, образуя двойной «козырек». Мощность современных ММП изменяется от 3-4 до 10- 11 м . Они уходят под дно моря на расстояние до 50- 60 м от места разделения и дальше от берега сменяются сезонномерзлыми. Реликтовые ММП удаляются от места разделения примерно на 200- 300 м . Температура на их кровле изменяется в интервале -1,4 до -1,9°С с устойчивой тенденцией к понижению с глубиной [Григорьев, 1982]. На подводной абразионной террасе местами встречаются небольшие изолированные участки маломощных ММП. Между современными и реликтовыми ММП и за пределами последних распространены породы, переохлажденные ниже 0°С.

Вторая особенность динамики береговой зоны северных морей - ледовые явления. Именно ледовой обстановкой определяется суммарная в течение года продолжительность периода открытой воды, - когда море может воздействовать на берега и дно [Попов, 1977; Совершаев, 1976]. При подвижках, торошении и дрейфе льда, вызываемых ветром, волнениями и течениями, возможно и непосредственное его воздействие на берег, дно и искусственные сооружения в береговой зоне, часто приводящее к катастрофическим последствиям. Состоянием ледяного припая определяются возможности использования его для научных и хозяйственных целей (буровые работы, организация ледяных причалов, прокладка дорог и т.п.).

Ледовая обстановка в районе характеризуется формированием припая, кромка которого стабилизируется в весенние месяцы, когда толщина льда и ширина припая достигают максимальных величин. Непосредственно к берегу примыкает смерзающаяся с дном полоса припая шириной 30- 70 м , отделенная от основной его части приливной трещиной. Подошва припая достигает глубины, равной толщине льда (140- 160 см ). На отмели у одного из мысов ширина ее возрастает до 1 км и более. Мористее прослеживаются гряды торосов, средняя высота которых равна примерно 1,5 м , а максимальная - 3 м . У кромки припая формируется мощный барьер торосов, защищающий его от разрушения морем. В направлении от берега припай по устойчивости делится на три полосы, разделенные грядами торосов, - устойчивый, менее устойчивый и неустойчивый с соответственно малой, средней и большой опасностью сжатия.

Дрейф льда после взлома припая обусловлен работой активных факторов динамики береговой зоны, обладающих достаточным энергетическим потенциалом. В районе исследований он происходит в основном вдоль берега в северном и южном направлениях, причем скорость северного дрейфа в 2,5-3 раза больше, чем южного, достигающего здесь 80 см/с. Преимущественные размеры льдин, по нашим данным, составляют от нескольких метров до 1,5 км в поперечнике при толщине примерно 1,5 м .

К упомянутым активным факторам относятся ветер, возбуждаемое им ветровое волнение и течения различного генезиса. Только они способны самостоятельно производить работу по формированию берега и дна, перемещению наносов и льда, разрушению искусственных сооружений в береговой зоне. В районе рассматриваемой структуры все это возможно лишь в течение 2,5-3 месяцев в году, когда море свободно от льда. Летом здесь преобладают волны высотой 1,5- 2,5 м ; сравнительно редки (10-12% повторяемости) волны высотой 3 м , но бывают, обычно осенью, штормы (около 1% повторяемости) с высотой волн 5- 7 м и нагонами до 1,5- 2 м . Такие волны разрушаются на глубине 7- 11 м , чем, очевидно, и обусловлена приуроченность к этим глубинам упоминавшейся подводной абразионной террасы. Пляжи и осушки при подобных штормах полностью затапливаются, и море подступает к подножиям клифов, в результате сильно разрушаются берега и значительно переформировывается подводный склон.

За период наших наблюдений был отмечен один такой шторм, продолжавшийся 108 ч, после чего в течение 48 ч действовала затухающая послештормовая зыбь. В результате в клифах были выработаны волноприбойные ниши глубиной от 1,0-1,5 (в малольдистых глинистых породах) до 10- 12 м (в сильнольдистых песчано-алевритовых); на 2-километровом участке абразионного берега южнее структуры произошло обрушение блоков породы длиной до 25-30 и шириной до 8- 10 м ; с приурезовой части подводного берегового склона и пляжа был смыт слой наносов толщиной до 15 см .

При современном состоянии теории береговых процессов наиболее оперативная и достаточно надежная оценка воздействия волнений на берег и подводный склон может быть сделана путем анализа прибрежных волновых энергетических характеристик, т.е. вдольбереговых и нормальных к берегу потоков волновой энергии, каждый из которых характеризует определенный динамический эффект [Морская…, 1980; Попов, 1981]. Как средне-многолетние, так и экстремальные характеристики определялись по разработанной в ПНИЛС методике [Попов и Совершаев, 1981; 1982] с использованием данных наблюдений за ветром двух ГМС. Результаты расчета и анализа представлены на рисунке. Здесь четко выявляются особенности динамики рассматриваемого участка, обусловленные сочетанием особенностей его геоморфологии со спецификой местных ветрового и волнового режимов. К первым, помимо уже упоминавшихся морфологических зон, относится наличие крупной подводной аккумулятивной формы на своде структуры. Эта форма, ориентированная примерно по нормали к берегу, с одной стороны, затрудняет перемещение наносов вдоль берега в верхней части подводного берегового склона, а с другой - образует два подводных входящих угла (с северной и с южной стороны), перехватывающих наносы, влекомые по дну при волнениях того или иного направления. На морской границе подводной формы выявляется зона дивергенции вдольбереговых потоков волновой энергии, направленных к югу и северу, в пределах которой происходит двусторонняя миграция наносов. Непосредственно же у берега на прилегающих к коренной части формы участках вдольбереговые потоки энергии направлены во входящие углы, что способствует заполнению их обломочным материалом, подаваемым в основном с прибрежных участков дна нормальными потоками волновой энергии. Последнее хорошо согласуется с наличием на подводном склоне широкой полосы бенча.

Рассмотренная подводная аккумулятивная форма представляет собой устойчивое образование, близкое к стадии динамического равновесия. Размыв коренной ее части маловероятен, а нарастание дистальной, если и возможно, то очень медленно. В целом эта форма может служить надежным основанием для возведения искусственных сооружений.

Картина динамики береговой зоны в районе исследований будет неполной, если не включить в нее эффект действия прибрежных течений. Они здесь представлены тремя генетическими типами: постоянным течением, идущим из Баренцева моря через новоземельские проливы и поворачивающим к северу вдоль п-ова Ямал; регулярными реверсивными приливными вдольбереговыми течениями скоростью, по нашим измерениям, до 26 см/с; эпизодическими дрейфовыми течениями. Суммарное вдольбереговое придонное течение на участке южнее рассматриваемой структуры направлено к северу и достигает максимальной скорости 70 см/с. Следовательно, оно способно перемещать в сторону южного входящего угла любые наносы из имеющихся здесь, способствуя тем самым повышению устойчивости подводной аккумулятивной формы.

В заключение отметим, что всем комплексом наших исследований в пределах изученного района выявлены участки прибрежного дна различной устойчивости (морфодинамические зоны). Лучше пригоден для целей строительства участок подводной отмели отмеченного выше мыса, исключая ее краевую зону (особенно с северо-запада), подверженную значительным сезонным деформациям; здесь благоприятные ледовые и мерзлотные условия. За пределами отмели дно достаточно устойчиво (по степени деформаций) в пределах подводной абразионной террасы (бенча) и нижней части прибрежной аккумулятивной террасы. Наименее устойчиво оно в подзоне подводных валов, где амплитуда его деформаций может достигать 1,5- 2 м . Вследствие этого данная подзона (за исключением прикорневой части отмели мыса) наименее благоприятна для возведения инженерных сооружений. То же относится и к участкам залегания на дне льдистых сезонно- и многолетнемерзлых пород, при протаивании которых может произойти неравномерная осадка грунта. Самой высокой льдистостью (до 0,4, а иногда и более) характеризуются реликтовые ММП. Льдистость современных ММП обычно не превышает 0,2. На участках, где распространены прерывистые по вертикали современные ММП с высокоминерализованными криопэгами, возникает опасность агрессивного воздействия морских рассолов на заглубленные в дно сооружения (сваи, опоры, трубопроводы и т. п.). Поэтому они также малопригодны для строительства.

На берегу для строительства и прокладки коммуникаций непригодны участки распространения сильнольдистых песчано-алевритовых пород, где интенсивно развивается процесс термоабразии и берег отступает со средней скоростью до 5 м в год.

Рассмотренный пример убедительно показывает, что успешное освоение месторождений различных полезных ископаемых на мелководьях арктических морей из-за сложности природных условий и специфики динамики их береговой зоны требует более углубленного изучения происходящих в ней морфолитодинамических, ледовых и криогенных процессов и постановки широких комплексных исследований, подобных проведенным ПНИЛС на западном побережье Ямала.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Григорьев Н.Ф. Температурная характеристика донных отложений в прибрежной части Карского моря (западное побережье п-ова Ямал). - В кн.: Термика почв и горных пород в холодных регионах. Якутск, 1982.

2. Жигарев Л.А. Принципы и методы картирования криолитозоны арктического шельфа. - В кн.: Теоретические и методические основы комплексного изучения и освоения шельфов. Тез. докл. III симпозиума. Л., 1978.

3. Морская геоморфология. Терминологический справочник. Береговая зона: процессы, понятия, определения. М., 1980.

4. Попов Б.А. Соотношение динамики берегов арктических и южных морей. - В кн.: Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М., 1977.

5. Попов Б.А. Наносодвижущий и абразионный эффекты морского волнения. - В кн.: Береговая зона моря. М., 1981.

6. Попов Б.А., Совершаев В.А. Принципы выбора исходных данных для расчета потоков волновой энергии. - В кн.: Береговая зона моря. М., 1981.

7. Попов Б.А., Совершаев В.А. Некоторые черты динамики арктических берегов Азии. - Вопросы географии, 1982, № 119.

8. Совершаев В.А. Значение ледового, фактора для динамики береговой зоны моря. Деп. ВИНИТИ, № 1777, 1976.

9. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Кудряшов В.Г., Фирсов Н.Г. Полуостров Ямал (инженерно-геологический очерк). М., 1975.