Книги, научные публикации
Pages: | 1 | 2 | 3 | 4 | ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ АЭРОГЕОЛОГИЯ На правах рукописи Т.Ю. Репкина mailto:t-repkina МОРФОЛИТОДИНАМИКА ПОБЕРЕЖЬЯ И ШЕЛЬФА ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ...
-- [ Страница 3 ] --113 Учитывая максимальные в регионе скорости ветра (см. приложение 2, рис. 15), характерные для острова Южный, можно предположить, что здесь достаточно интенсивны дефляционные процессы. В целом для структурно-денудационного низкогорья характерна высокая интенсивность перемещения осадочного материала на более низкие геоморфологические уровни. Характер и интенсивность морфолитодинамических процессов в пределах возвышенных поздненеоплейстоценовых морских равнин в условиях меньшей, чем на структурно-денудационном низкогорье, расчлененности рельефа, изменения которой отчеливо видны на МДЗ (см. приложение 5, рис. 21), определяется в первую очередь мощностью и свойствами рыхлых отложений. Для вершинных поверхностей абразионных равнин с приповерхностным залеганием коренных пород и высокой устойчивостью приповерхностного разреза к протаиванию (его глубина изменяется от 0,5-1,2 до 2,0 м), характерны процессы криогенного выветривания и растрескивания при подчиненной роли термокарста. Последний развивается на маломощных, преимущественно элювиальных отложениях. В пределах абразионно-аккумулятивных равнин, льдистость разреза которых достаточно высока, роль термокарста и интенсивность морфолитодинамических процессов возрастает. Термоэрозионные и эрозионные процессы локализованы в придолинных участках небольших рек. В комплексе с процессами солифлюкции, десерпции и делювиального смыва они широко распространены на склонах. Для низких голоценовых абразионных и абразионно-аккумулятивных равнин характерны сходные комплексы морфолитодинамических процессов, но из-за преимущественно песчаного состава приповерхностного разреза роль термокарста здесь значительно менее существенна. Его значение заметно возрастает лишь на оторфованных участках и при залегании мономинеральных льдов в пределах мощности СТС (от 0,9 до 1,5-1,8 м). Учитывая значительную дробность контуров вершинных поверхностей и склонов и невысокую вертикальную расчлененность на карте (см. приложение 7, рис. 28) показан единый для уплощенных поверхностей и склонов комплекс морфолитодинамических процессов. На низких аккумулятивных голоценовых равнинах ведущими деструктивными процессами являются термоэрозия и термокарст, значимость которых изменяется в зависимости от местных особенностей приповерхностного разреза. На участках, сложенных преимущественно песчаными отложениями без заметного участия торфа и гравийногалечных разностей, существенна роль дефляции. В целом для острова Южный характерно весьма интенсивное и интенсивное перемещение материала на более низкие геоморфологические уровни. Мощность слоя отло 114 жений, которые могут быть вовлечены в морфолитодинамические потоки, составляет на рыхлых отложениях от 0,5 до 1,5-1,8 м, на торфяниках - 0,2-0,5 м, а на коренных породах - до 3,5 м (табл. 4). Однако большая часть материала, мобилизованная рельефообразующими процессами на верхних геоморфологических уровнях, аккумулируется в промежуточных депоцентрах в нижних частях склонов или в грабенообразных депрессиях. Исключение составляют лишь участок на северо-востоке пролива Костин Шар, где к берегу подходят возвышенные поздненеоплейстоценовые равнины, и некоторые фиардовые заливы, окаймленные низкогорьями. Поэтому на большей части побережья в питании береговой зоны участвует лишь осадочный материал, мобилизованный в пределах голоценовых равнин, и та часть материала, которая перемещается водными потоками. В б е р е г о в о й з о н е острова Южный отчетливо проявляется зависимость морфолитодинамической обстановки от структурно-тектонического и морфоструктурного плана. На берегах и ПБС практически повсеместно преобладают обстановки размыва и транзита. Локальные ареалы аккумуляции, как правило, приурочены к областям новейшего абсолютного или относительного опускания: вершинам фиардовых заливов и узким глубоким депрессиям на их днищах. На открытом побережье преобладают абразионные, а во внутренних частях заливов и проливов - абразионно-денудационные берега, выработанные в устойчивых коренных породах (преимущественно терригенно-карбонатных, а на северо-западе острова - терригенных). На крутых береговых уступах, сложенных коренными породами и/или перекрытых в верхней части рыхлыми отложениями, развиты криогенное выветривание и растрескивание, обвалы, осыпи, десерпция, делювиальный смыв, реже - солифлюкция. ПБС представлен преимущественно абразионными бенчами, выработанными в тех же породах, что и клифы. Мощность прекрывающих их современных осадков часто не превышает первых сантиметров. Для открытых участков берега характерно прямое впадение рек, в заливах развиты устья-лагуны, дельты выполнения и выдвижения. Питание береговой зоны осуществляется в основном за счет незначительного количества материала, поступающего от абразии берегов (табл. 15). Со стоком рек поступает около 1% от объема абразионного материала, при этом около 50% аккумулируется в устьевых областях. Лишь в устьях некоторых крупных рек (Рогачева, Северная и Южная Тайная, Нехватова, Саханина), впадающих в вершины фиардовых заливов, объем стока наносов превышает объем поступления абразионного материала с сопредельных участков. Судя по составу пород, слагающих ПБС, поступление материала от абразии бенчей крайне невелико. Объем материала, поступающего от разрушения береговых уступов и прибреж 115 ных равнин, скорее всего, сопоставим с объемом материала от абразии берегов. Некоторое количество разнородного материала приносят дрейфующие и припайные льды. Наиболее велико значение ледового разноса для ПБС пролива Карские Ворота, через который происходит интенсивный ледоообмен между Баренцевым и Карским морями (см. приложение 2, рис. 18). На прочих участках ПБС роль ледового разноса, скорее всего, сводится к перемещению припайными льдами по акватории заливов местного материала (см. приложение 5, рис. 21). В итоге в береговую зону поступает гранулометрически противоположный материал: преимущественно алеврито-пелитовые и крупнообломочные разности. Такой характер питания обусловливает значительный дефицит на ПБС осадочного материала. Потоки наносов здесь преимущественно короткие, ненасыщенные, направлены от мысов к кутовым частям заливов. В зонах их разгрузки формируются узкие, маломощные песчаные и гравийно-галечные косы и пересыпи. Интенсивный вынос взвеси, поставляемой реками, связан в заливах с отливными течениями (Иванов, Каленич, 2001). На открытых побережьях, приуроченных, как правило, к активным линеаментам или крыльям геологических структур, в условиях значительных (до 0,05-0,1) уклонов ПБС и высокой волновой активности осадочный материал уходит за пределы ПБС. Климатические условия определяют возможность формирования в верхней части ПБС сезонно-мерзлого слоя, лимитирующего, как и припайные льды, сроки воздействия на донные осадки волнения и течений (см. приложение 9, рис. 31), перелетков и новообразованных ММП. Однако, в связи с особенностями приповерхностного разреза ПБС, специфические мерзлотные процессы (термокарстовые просадки) вряд ли имеют здесь широкое распространение. З а п р е д е л а м и П Б С характерно значительное разнообразие морфолитодинамических обстановок, распределение которых обусловливается в первую очередь интенсивностью волнового воздействия (и поэтому обнаруживает зависимость от генерального поля глубин, то есть от морфоструктурного плана) и ледовым режимом. Мощность активного слоя изменяется от 30-50 см в верхних частях склонов Южно-Новоземельского желоба до 10-20 см на его днище. На восточных склонах Южно-Новоземельского желоба и на отдельных окаймляющих его с запада возвышенностях (до глубин 50-70 м) отмечаются обстановки размыва и транзита (Бондарев и др., 1986). В проливе Карские Ворота, судя по составу осадков, размыв происходит на подводных возвышенностях до глубин около 50 м. В нижних частях склонов Южно-Новоземельского желоба и системы трогов пролива Карские Ворота интенсивность волнового воздействия на донные осадки уменьшается до ми 116 нимальной. На днищах этих депрессий волновое воздействие на донные осадки практически отсутствует и преобладает обстановка устойчивой аккумуляции. Перемещение взвешенного материала определяется сложным характером и значительной сезонной и межгодовой изменчивостью постоянных и приливно-отливных течений (см. приложение 7, рис. 28). Наиболее сложная картина их распределения отмечается в проливе Карские Ворота (см. приложение 2, рис. 17). Для периода летней циркуляции характерно уменьшение концентрации взвеси с удалением от побережья Новой Земли (Медведев, Потехина, 1986), а ее максимальные значения отмечаются в придонном и поверхностном горизонтах (Шевченко и др., 2003б). Содержание взвеси на промежуточных горизонтах изменчиво (Иванов, 2002). На участке от западного входа в пролив Карские ворота до губы Черная отмечено относительное обогащение донных осадков тонким материалом и уменьшение глубинного положения границ их гранулометрических разностей. Причинами этого, кроме увеличения продолжительности ледового периода и регулярной миграции кромки дрейфующих льдов, является, возможно, частичная разгрузка взвеси в районе поворота течения Литке. Характер приповерхностного разреза и значительная крутизна восточных склонов Южно-Новоземельского желоба обусловливают развитие гравитационных смещений осадочного материала. Закономерна приуроченность ареалов гравитационных донных осадков (Государственная..., 2003) к участкам со значительно дифференцированным характером новейших движений. Значительная роль в формировании морфолитодинамических условий района, транспортировке и накоплении осадочного материала принадлежит как баренцевоморским, так и карским льдам (см. приложение 2, рис. 18). С их деятельностью связано повсеместное наличие в донных осадках гравийно-галечного материала. На северо-западе области отмечалось появление айсбергов. Морфолитодинамические процессы, связанные с деградацией или новообразованиями ММП, для акватории района не характерны. Лишь на юго-восточном склоне Южно-Новоземельского желоба на глубинах менее 70 м, возможно, развиты процессы, связанные с выделением газов при деградации реликтовых ММП (Левченко, Мерклин, 2003). Основные черты морфолитодинамических условий В а й г а ч с к о г о района сходны с обстановкой в Новоземельском районе. Его особенности определяются: 1) значительно меньшей активностью новейшего поднятия, обусловившей меньшие абсолютные высоты и расчлененность рельефа и отличия в строении приповерхностного разреза;
2) относительной замкнутостью акватории и своеобразием режима течений;
3) максимальной в регионе продолжительностью ледового и снежного периода.
117 Поэтому для района характерны: 1) Значительно меньшая дифференцированность морфолитодинамических условий и интенсивность морфолитодинамических процессов на суше и акватории (см. приложение 7, рис. 28, приложение 8, рис. 29). 2) Относительное увеличение значимости термокарстовых процессов на водоразделах, связанное с большей льдистостью пород (табл. 4), и широкое развитие в осеннезимний период дефляционных процессов, протекающих на супесчано-суглинистых отложениях (И.В. Игнатенко, А.Н. Даниленко, устное сообщение). 3) Умеренная интенсивность перемещения материала на более низкие геоморфологические уровни и несколько меньшая мощность деятельного слоя, уменьшающаяся на торфяниках до 0,2 м. 4) Умеренная и незначительная за пределами верхней зоны шельфа волновая активность и существенная роль в формировании морфолитодинамических обстановок ледового покрова и режима постоянных, приливно-отливных и стоковых течений, в зонах контакта которых, судя по положению участков аномального обогащения донных осадков тонкодисперсным материалом, происходит частичное осаждение взвеси. 5) Уменьшение концентрации взвеси в поверхностном и придонном горизонтах от островов Вайгач и Долгий к осевой части Коротаихинского понижения, а в придонном горизонте - заметное снижение ее концентраций с юго-востока на северо-запад (Шевченко и др., 2003б), что отражает преимущественно терригенный генезис взвеси, изменения интенсивности волнового воздействия на донные осадки и характер распределения материала, поступающего со стоком р. Коротаиха. 6) Неблагоприятные условия для гравитационных смещений материала. 7) Возможное развитие на дне Коротаихинского понижения выходов газа, связанных с деградацией ММП. 5.1.3. Баренцевоморская область Особенности морфолитодинамической обстановки области обусловлены: 1) относительной удаленностью от материковой и островной суши;
2) наиболее мягкими в регионе климатическими условиями, которые определяют отсутствие (по среднемноголетним данным) ледового покрова на северо-западе и невысокую продолжительность ледового периода на юго-востоке области и наиболее мягкие геокриологические условия;
3) морфоструктурным планом области, предопределившим особенности орографии, существенно влияющей на характер циркуляции водных масс и распределение волновой активности.
118 Сочетание этих факторов определяет преимущественно высокую и значительную в течение всего года интенсивность морфолитодинамических процессов (см. приложение 9, рис. 33) и ее пространственное распределение. Морфолитодинамические обстановки формируются здесь при комплексном воздействии максимальной в регионе волновой активности, интенсивных постоянных течений в зоне раздела между атлантическими и баренцевоморскими водными массами и приливноотливных течений. Судя по отчетливой батиметрической зональности распределения донных осадков, ведущая роль принадлежит интенсивности волнового воздействия, уменьшающейся с глубиной и с северо-запада на юго-восток. На вершинных поверхностях Юго-Восточного поднятия на глубинах 50-110 м преобладают обстановки размыва, что подтверждается пониженной (первые сантиметры) мощностью преимущественно песчаных и гравийно-галечных донных осадков, их хорошей сортировкой и меньшей, чем возможная по гидродинамическим условиям мощность активного слоя (табл. 12). По мнению ряда авторов (Павлидис, 1995, Тарасов, 1988), эти отложения являются реликтовыми, и на современном этапе происходит дальнейшее совершенствование их гранулометрической структуры, вынос тонкого материала и переотложение его в соответствии с гидродинамической активностью среды на склонах возвышенностей и в понижениях дна. В верхних частях склонов поднятий отмечается обстановка неустойчивого равновесия донных осадков (Бондарев и др., 1986). А.П. Лисицын (2003) предлагает использовать для таких обстановок термин ненакопление. На глубинах более 160-180 м преобладают обстановки преимущественной аккумуляции тонкодисперсного материала, а в наиболее глубоких (более 250-260 м) частях впадин - устойчивой аккумуляции. Мощность активного слоя составляет здесь 10-20 см (табл. 12). На Куренцовской ступени в условиях преимущественно незначительной и слабой интенсивности волнового воздействия и невысокой (от 1 до 3 месяцев) продолжительности ледового периода в формировании структуры современных донных осадков участвуют процессы волновой сортировки, осаждения из взвеси и ледового разноса (Государственная..., 2003). Распределение скоростей течений обусловливает наличие локальных участков осаждения взвеси (на разветвлении Новоземельского и Колгуево-Печорского течений) или размыва донных осадков. Размыв донных осадков и выходы на поверхность дна плотных доголоценовых глин отмечены на Надеждинской ступени на глубинах более 260 м (Бондарев и др., 1986). Сложная морфология и характер распределения осадков в Гусином желобе позволяют предположить, что здесь на некоторых участках возможен размыв дна.
119 Распределение взвеси на поверхностном и придонном горизонтах отражает терригенный характер ее поступления. Определенную роль играет взмучивание донных осадков на относительно мелководных участках Северо-Канинской и Гусиной банок. В условиях летней циркуляции граница ареалов различных концентраций взвеси приурочена к их северо-западному склону. На вершинных поверхностях банок и относительно мелководных участках к юго-востоку от них концентрация взвеси заметно выше, чем в более глубоководных северо-западных районах. С атлантическими водными массами на всех горизонтах связано снижение концентраций (Медведев, Потехина, 1986). Перемещение взвешенного материала происходит в волно-приливном поле. При этом направление вектора результирующего течения, осредненного за достаточно продолжительный период наблюдения (Гидрометеорология..., 1990), как правило, близко к направлению постоянных течений. Уклоны дна и характер приповерхностного разреза обусловливают возможность гравитационных смещений осадочного материала на склонах Гусиного желоба, где были отмечены современные гравитационные осадки песчано-алевритового состава (Тарасов, 1988, Государственная..., 1987, 2000), и на северо-западных склонах Юго-восточного поднятия. Роль ледового разноса ограничена незначительной продолжительностью ледового периода (см. приложение 9, рис. 33). Однако миграция в пределах области кромки ледового массива, вероятно, увеличивает интенсивность выпадения взвеси. На северо-западе области отмечалось появление айсбергов (см. приложение 2, рис. 18). В связи с существенным отепляющим влиянием атлантических вод мерзлотные процессы для области не характерны. Зафиксированные на сейсмограммах (Левченко, Мерклин, 2003) аномалии, сходные по форме с термокарстовыми просадками, сформировались, скорее всего, на более ранних этапах развития региона. 5.1.4. Печорская область Особенности морфолитодинамической обстановки области обусловлены: 1) общей тенденцией к погружению на новейшем этапе и умеренной на суше и незначительной на акватории дифференцированностью новейших вертикальных движений, что обусловило распределение потенциальной энергии рельефа и наличие удаленных от берега областей промежуточной аккумуляции материала, приуроченных к зоне контакта между поднятыми и относительно опущенными участками суши;
2) значительной мощностью и разнообразием литологического состава чехла рыхлых отложений суши;
3) существенным увеличением с северо-запада на юго-восток области суровости и континентальности климата, что определяет уменьшение в том же направлении продолжительности активного периода 120 и увеличение суровости геокриологических условий, литолого-геокриологической устойчивости поверхностных отложений на суше и роли мерзлотных процессов на акватории;
4) уменьшением в том же направлении интенсивности волнения;
5) наличием в центре области устья части р. Печора - крупнейшего в регионе источника терригенного материала и зоны с аномальными литолого-геокриологическими и гидрологическими условиями. Сочетание этих факторов определяет интенсивность морфолитодинамических процессов (на суше - от высокой до низкой, а на шельфе - от максимальной до умеренной) и разнообразие морфолитодинамических процессов на акватории. В пределах области выделяются Западный и Восточный районы. Морфолитодинамические процессы на п р и б р е ж н о й с у ш е Западного и Восточного районов однотипны (см. приложение 7, рис. 28). Поэтому ниже приводится их общее описание, основанное на полевых наблюдениях автора в Большеземельской тундре и литературных материалах. Для эрозионно-денудационных возвышенных и низких морских поздненеоплейстоценовых равнин характерна высокая интенсивность морфолитодинамических процессов при ведущей роли термоэрозии, эрозии и термокарста. Интенсивность собственно эрозионных процессов обусловлена: 1) малой и умеренной льдистостью отложений (табл. 4);
2) залеганием кровли пластовых льдов значительно глубже (на горизонтах 10-40 м от поверхности) деятельного слоя, мощность которого составляет в Западном районе 1,0-1,5 м, а на более песчаных отложениях Восточного района - 1,3-1,5 м и 3) широким развитием в понижениях эрозионной сети таликовых зон. Активны также процессы криогенного пучения и растрескивания (рис. 10), на склонах развиты солифлюкция и сплывы. На песчаном субстрате развиваются котловины выдувания, зарождение которых часто связано с нарушением сплошности лишайниково-мохового покрова мерзлотными процессами или антропогенным освоением. Аккумулятивные эоловые формы не развиты, однако на защищенных от ветра участках наблюдаются присыпки песчаного материала, не образующие непрерывного покрова. Для озерных и аллювиально-озерных равнин характерно значительное термоэрозионно-термокарстовое расчленение (см. приложение 5, рис. 22, рис. 23). Наиболее крупные (до нескольких километров в диаметре) термокарстовые западины часто представляют собой хасыреи, а на более низком (5-8 м) подуровне аллювиально-озерной равнины в них еще сохранились крупные термокарстовые озера. В условиях высокой предрасположенности отложений приповерхностного разреза к протаиванию на современном этапе ведущим деструктивным процессом является термокарст. Интенсивность термоэрозии и эрозии ли А 3 3 1 1 Б Рис. 10. Рельефообразующие процессы на поверхности эрозионно-денудационной равнины с абсолютными отметками 60-100 м на северо-востоке Большеземельской тундры Фото Т.Ю. Репкиной Поверхность равнины (А) значительно расчленена долинами рек и ручьев с крутыми, преимущественно задернованными склонами. На склонах развиты солифлюкционные натечные террасы (1). На уплощенных поверхностях и склонах активны процессы криогенного выпучивания, формирующие пятна-медальоны и/или выводящие на поверхность крупные валуны и реже глыбы, которые за счет морозного растрескивания имеют неокатанный облик (2). На прибровочных участках многочисленны котловины выдувания (3). На уплощенных участках (Б) водораздельной поверхности развиты термокарстовые озера, соединенные термоэрозионными ложбинами 122 митируется малыми относительными превышениями рельефа. Современные морфолитодинамические процессы развиваются в маломощном (0,7-0,8 м) деятельном слое. Их распределение связано с характером расчленения поверхности. В значительно оторфованных понижений хасыреев развиты термокарст, формирующий неглубокие озера, заболачивание и сезонное пучение. На разделяющих хасыреи сухих, оторфованных грядах и их склонах развиваются отдельные, не связанные в единую сеть термокарстовые формы, глубина которых соответствует мощности СТС, криогенное растрескивание и пучение (пятнамедальоны). Склоны речных долин и оврагов, как правило, также сухие, задернованные. В целом интенсивность морфолитодинамических процессов здесь ниже, чем в пределах более высоких равнин. На участках, примыкающих к берегу моря, где процессы термической деструкции и эрозии активизируются за счет абразии берегов и воздействия приливов и нагонов она существенно возрастает. На низких морских голоценовых террасах развиты два различных комплекса морфолитодинамических процессов. Первый характерен для фронтальных, обращенных к морю участков этих террас, сложенных малольдистыми (до 5-10%) мелкозернистыми песками, переслаивающимися с горизонтами плохо разложившихся остатков осоковой растительности. Здесь в деятельном слое мощностью в Западном районе 1,9 м, а в Восточном - около 1,5 м весьма активно протекают эоловые процессы, термоэрозия и эрозия. Их локализация и интенсивность в значительной мере связана со скоростью абразии конкретных участков берега и антропогенными нарушениями на поверхности террас. Эоловые процессы образуют как дефляционные, так и аккумулятивные формы - дюны. На Варандейском участке нами были отмечены тонкие присыпки песка, развитые на расстоянии до 1 км от перевеваемых участков. На поверхности лайды с относительно высокой растительностью, препятствующей дальнейшему переносу материала, мощность слоя принесенных ветром песков увеличивалась почти до 1 см (Авенариус и др., 2001). Там же, по данным стационарных измерений, на участках, не затронутых антропогенной деятельностью, наблюдалась аккумуляция эолового материала, тогда как на нарушенных участках - снижение поверхности за счет дефляции на 10-14 см (Огородов, 2001). Учитывая преобладающие направления наиболее сильных ветров в период, когда мощность протаявшего слоя максимальна (см. приложение 9, рис. 34, рис. 35), можно предположить, что значительная часть эолового материала попадает в береговую зону. Термоэрозионные овраги и промоины развиты локально, как правило, на обращенной к берегу части террас и приурочены к участкам интенсивной абразии или антропогенным нарушениям. На песчаном субстрате скорость их развития и объемы поставляемого в 123 береговую зону материала, особенно в период таяния снега, значительны (Огородов, 2001). В летний период, после протаивания СТС, эти формы развиваются без заметного участия термической деструкции. Своеобразные процессы, сходные с описанной К.С. Воскресенским (2001) тоннельной термоэрозией, наблюдаются на береговых уступах в лустьях осушающихся термокарстовых озер (рис. 5). Термокарстовые процессы в связи с незначительной льдистостью отложений имеют подчиненное значение, их роль увеличивается на оторфованных участках. Активизация термокарста возможна на участках, где, как на полуострове Русский Заворот (Великоцкий, 2001), в пределах СТС залегают пластовые льды. Второй комплекс морфолитодинамических процессов развит в тыловых частях террас. Здесь на слабо заторфованной (мощность торфа не превышает 5 см) поверхности береговых валов отмечаются криогенное растрескивание, пучение (пятна-медальоны) и незначительные термокарстовые западины. Нарушения растительного покрова моделирует дефляция. В межваловых понижениях, занятых озерами или представляющих собой мочажины, развито заболачивание. Судя по очертаниям озер, приобретающих характерный полигональный облик (рис. 5), криогенная переработка поверхности достаточно интенсивна. На верхних уровнях лайды на оторфованных, часто опесчаненных суглинках в относительно маломощном (от 0,7 до около 1,0 м) СТС уже начали развиваться термокарстовые и термоэрозионные процессы, которые значительно активизируется после высоких нагонов. Современная аккумуляция, связанная с приливными и небольшими нагонными подъемами уровня моря, наблюдается на лайде до отметок около 0,5 м выше среднего уровня моря. Следы воздействия мерзлотных процессов отмечены и на самых низких уровнях рельефа (рис. 11). Активно происходит перевевание пляжевых отложений. Отличия морфолитодинамических условий Западного района наиболее заметны на водоразделах и заключаются в большей интенсивности здесь деструктивных процессов, связанной со снижением устойчивости приповерхностного разреза к протаиванию (см. приложение 8, рис. 29) и значительно меньшей в связи с преимущественно суглинистым характером разреза роли дефляциионных процессов. К низким аллювиально-морским равнинам дельты р. Печора приурочена крупнейшая в регионе область аккумуляции преимущественно песчаного, а в ее западной части более тонкого материала. В аномально мягких геокриологических условиях таликовой зоны на преимущественно песчаных отложениях с малой льдистостью, ведущими деструктивными процессами являются речная эрозия, термоэрозия и дефляция.
А Б Рис. 11. Морозобойные трещины в торфяном бенче (А) и пятна-медальоны на поверхности промоя (Б) на о. Варандей Фото Т.Ю. Репкиной 125 В целом для Печорской области характерна значительная интенсивность перемещения материала от водоразделов на более низкие геоморфологические уровни, понижающаяся с уменьшением абсолютной высоты и затем резко возрастающая на прибрежных участках. Мощность слоя отложений, которые могут быть вовлечены в морфолитодинамические потоки (табл. 4), составляет в пределах различных генетических типов рельефа от 0,7-0,8 м на торфяниках до 1,5-1,9 м на песчаных отложениях. Большая часть материала, мобилизованная рельефообразующими процессами на верхних геоморфологических уровнях, аккумулируется в промежуточных депоцентрах, наиболее крупными из которых являются тыловые швы аллювиально-озерных равнин. Исключение составляют незначительные участки, где непосредственно к берегу подходят относительно высокие (до 40-60 м) морские террасы. Поэтому на большей части побережья в питании береговой зоны участвует лишь материал, мобилизованный на прибрежных участках, и та часть материала, которая перемещается водными потоками, в том числе крупнейшим в регионе источником поступления на шельф терригенного материала - р. Печора. Для б е р е г о в о й з о н ы области характерны абразионные (на рыхлых отложениях), термоабразионные и термоденудационные берега. В Западном районе широко развиты пляжевые и лагунные берега, а в Восточном, в условиях меньшей волновой активности и высоких нагонов, - лагунно-бухтовые отмелые берега с широкими осушками. В Восточном районе, увеличивается роль в развитии береговой зоны мерзлотных процессов. Судя по распределению среднегодовых температур воздуха (см. приложение 2, рис. 13) и наличию вблизи уреза мерзлотных форм (рис. 11) здесь возможно сезонное промерзание верхней части ПБС. В обоих районах прослеживается зависимость облика береговой зоны от направленности и интенсивности новейших движений. На относительно поднимающихся участках преобладают абразионнные и термоабразионные берега, для рек характерно прямое впадение, а для ПБС - обстановки размыва и транзита материала. На береговых уступах активно протекают термоэрозия, солифлюкция, термоденудация, а при песчаном составе отложений - дефляция. На абразионных участках ПБС, особенно вблизи интенсивно отступающих берегов, возможно развитие термокарстовых процессов, связанных с деградацией реликтовых ММП. В областях относительного опускания на открытых участках преобладают аккумулятивные пляжевые берега и берега с отмершими или отмирающими абразионными уступами, выработанными в малольдистых песках голоценовых морских террас, развитие которых происходит без заметного участия термоабразии. Для лагун и заливов, широко развитых в областях относительного опускания, характерны абразионно 126 термоденудационные берега и аккумулятивные берега, сформированные при преобладающем влиянии приливно-отливных и сгонно-нагонных явлений и/или устьевых процессов. Устьевые области рек часто имеют эстуарный характер или представлены дельтами выдвижения и выполнения (рис. 7). Для ПБС характерны обстановки транзита и нестабильной аккумуляции. Преобладание аккумулятивных процессов отмечается лишь в устьевых областях рек, на проливных дельтах, в кутовых частях заливов и в зонах разгрузки потоков наносов. Наибольшей сложностью отличается распределение участков размыва, транзита и аккумуляции на акватории Печорской губы (табл. 12). Зависимость распределения морфолитодинамических обстановок от направленности новейших движений в значительной степени корректируется открытостью берега по отношению к ветрам волноопасных румбов. На участках активного промышленного освоения на Варандейском участке скорость отступания берегов возрастает в 1,5-2 раза по сравнению с аналогичными берегами в неизмененном состоянии (Новиков, Федорова, 1989, Огородов и др., 2001). Питание береговой зоны области, несмотря на наличие крупных рек, поставляющих значительное количество материала, осуществляется в основном за счет абразии берегов (табл. 15). В целом по области со стоком рек поступает около 30%, а от абразии бенчей - не более 1% от абразионного материала. С учетом средней льдистости береговых уступов, доля аллювиального материала увеличивается до 40-60%. При этом подавляющее его количество поступает со стоком р. Печора. Поэтому значимость источников питания в Западном и Восточном районах существенно различается. Структура питания береговой зоны на поднимающихся и опускающихся участках берега в целом та же, что и на полуострове Канин. На участках интенсивных новейших поднятий объем материала, поступающего от разрушения береговых уступов процессами термоденудации, термоэрозии и склоновыми процессами, скорее всего, превышает объем материала, поступающего от абразии берегов. Это особенно вероятно при наличии в береговых уступах пластовых льдов, что характерно для северо-западного побережья острова Колгуев (Солнцев, 1937, 1938, Великоцкий, 1998). В областях менее интенсивных поднятий роль разрушения береговых уступов неволновыми процессами в питании береговой зоны уменьшается, хотя остается весьма существенной. В областях относительного опускания в питании береговой зоны на открытых участках берега существенно возрастает роль эолового, а в полузамкнутых и замкнутых заливах и лагунах, в которые, как правило, впадают наиболее крупные реки, - аллювиального материала (см. приложение 8, рис. 29).
127 От различных источников в береговую зону в обоих районах поступает в основном алеврито-пелитовый материал, доля песков не превышает 30%.
На участках, где размыву подвергаются валунные глины и суглинки (как правило, это характерно для участков относительных поднятий), в береговую зону поступают и более крупные отложения. В составе аллювиального материала крупных рек доля песков, преимущественно мелкозернистых, составляет от 30 до 60%, большая (около 60%) часть этих песков аккумулируется в устьевых областях. В устье р. Печора значительная часть песков оседает в дельте и авандельте, вызывая интенсивный рост островов и песчаных осушек и значительную изменчивость и заносимость фарватера (Лоция, 1939, 1949, 1954). Более тонкий материал выносится за пределы губы, частично оседая в зонах высоких градиентов солености и на затишных участках. Сходные (но менее масштабные) процессы характерны и для устьев более мелких рек. Состав материала, поступающего с ледовым разносом, скорее всего, соответствует преобладающему составу донных осадков и пляжевых отложений. В пределах береговой зоны припайные льды обусловливают скорее вынос осадочного материала, чем его поступление, а в губах и лагунах роль ледового разноса заключается в первую очередь в перераспределении материала по их акватории. В связи с тем, что вынос основного количества речной взвеси происходит в период, когда припай еще не полностью сошел (см. приложение 5, рис. 23), припайные льды активно участвуют в ее переносе. Эоловый материал представлен преимущественно мелкими песками. Таким образом, при значительных объемах осадочного материала, поступающего в береговую зону (см. приложение 8, рис. 29), отмечается дефицит крупнозернистых пляжеобразующих фракций. Этот факт, в сочетании с высокой гидродинамической активностью среды, обусловливает преобладание на ПБС области обстановок размыва, транзита и неустойчивой аккумуляции и немногочисленность аккумулятивных участков. Укрупнение материала в результате выноса тонких фракций за пределы ПБС отмечены как на участках размыва, так и на участках неустойчивой аккумуляции (Великоцкий, 1998, Суздальский, Куликов, 1997). Вынос алеврито-пелитового материала осуществляется стоковыми, отливными и сгонными течениями, преобладающие направления которых отчетливо дешифрируются на МДЗ (см. приложение 5, рис. 23, рис. 26). Более крупный материал включается во вдольбереговые потоки наносов. На выпуклых перегибах береговой линии часть материала, перемещающегося во вдольбереговых потоках наносов, уходит за пределы ПБС (см. приложение 7, рис. 28). Для области характерны также поперечные потоки наносов, поставляющих относительно крупный материал от нижней части ПБС к берегу. Созданные ими вдольбереговые валы, сложенные относительно крупными 128 песками с хорошей сортировкой (Вейнбергс, 1986), отчетливо видны на МДЗ (см. приложение 5, рис. 24). Преимущественно поперечным перемещением наносов созданы крупные голоценовые бары полуостровов Русский и Медынский Заворот и островов Песяков, Варандей и Гуляевские Кошки (Попов, Совершаев и др., 1988). В настоящее время, судя по данным дешифрирования МДЗ, происходит размыв прикорневых участков этих форм, современная аккумуляция наблюдается только на их дистальных оконечностях. При этом перестройка происходит при участии как поперечного, так и вдольберегового перемещения материала (см. приложение 7, рис. 28). З а п р е д е л а м и П Б С в перемещении осадочного материала и формировании морфолитодинамических обстановок области участвуют волновые процессы, приливноотливные, постоянные и стоковые течения. Интенсивность волнового воздействия здесь изменяется от умеренной до слабой (см. приложение 8, рис. 29), а мощность активного слоя от 30-50 до 10-30 см (табл. 12). Различия Западного и Восточного районов здесь проявляются наиболее отчетливо. В З а п а д н о м р а й о н е в его западной части, морфолитодинамическая обстановка близка к обстановкам на сопредельных участках Канинской области и Куренцовской равнины, преобладает транзит осадочного материала в волно-приливном поле и его неустойчивая аккумуляция. На юго-западе района интенсивно воздействие, в том числе эрозионное, приливно-отливных течений. К северу от острова Колгуев, судя по распределению донных осадков (см. приложение 6, рис. 27), происходит перемывание реликтовых песков и вынос тонкозернистого материала. В депрессии Поморского пролива в волновой тени острова Колгуев отмечается аккумуляция алевро-пелитового материала. Концентрации взвеси близки к значениям, отмеченным для юго-восточной части Баренцевоморской области (Медведев, Потехина, 1986), а максимальные значения фиксируются в поверхностном и придонном горизонтах и над слоем скачка плотности (горизонт 25-30 м). В плане наибольшие концентрации взвеси отмечаются в прибрежных районах, что отражает терригенный характер ее поступления, а также в Поморском проливе и на его северо-восточном продолжении (Шевченко и др., 2003б). В Поморском проливе максимальные концентрации взвеси приурочены к наиболее глубокой центральной части и вытянуты вдоль ветви постоянного Канинского течения (см. приложение 2, рис. 17), а содержание взвеси уменьшается от поверхности к придонному горизонту. В условиях достаточно высокой (3-5 месяцев) продолжительности ледового периода ледовый разнос и подледное осаждение взвеси оказывают заметное влияние на формирование донных осадков. В пределах района, в том числе и у побережья острова Колгуев, 129 отмечалось появление айсбергов (см. приложение 2, рис. 18). Мерзлотные и гравитационные процессы для района не характерны. Особенности морфолитодинамической обстановки В о с т о ч н о г о р а й о н а обусловлены: 1) меньшей волновой активностью;
2) существенно большей продолжительностью ледового периода (6-7 и более месяцев) и устойчивого стояния широкого припая (4-8 месяцев);
3) более суровыми геокриологическими условиями;
4) обилием преимущественно алеврито-пелитового материала, поступающего со стоком р. Печора. Поэтому для донных осадков района характерно мозаичное распространение (Арктический, 1987), плохая в целом сортировка и несоответствие их гранулометрической крупности гидродинамическим условиям. Наиболее плохая сортировка свойственна наиболее тонким осадкам (Левитан и др., 2003). Осадконакопление происходит в условиях турбулентных течений при высокой изменчивости гидродинамической активности (Бондарев и др., 1986). Морфолитодинамическая обстановка в районе весьма разнообразна и, как и распределение донных осадков, отличается мозаичностью. На некоторых участках, часто приуроченных к положительным формам рельефа, связанным с локальными новейшими поднятиями, отмечается размыв современных осадков и выходы на поверхность дна более тонких голоценовых осадков или плотных доголоценовых глин и суглинков. Участки аккумуляции приурочены, как правило, к понижениям рельефа. Однако возможны и другие соотношения между формами рельефа и морфолитодинамической обстановкой. На вершинах отдельных поднятий отмечено накопление относительно крупных песков с хорошей сортировкой (Левитан и др., 2003), а на склонах и днищах некоторых понижений обстановки размыва и формирование гравийно-галечной отмостки, возможно связанное с усилением течений вдоль склонов. В целом для района характерно неустойчивое состояние донных осадков и преобладание обстановок их транзита и перемывания. Максимальные концентрации взвеси в период летней циркуляции отмечены в поверхностном и придонном горизонтах и слое скачка плотности (Иванов, 2002). Они связаны в поверхностном горизонте со стоком р. Печора и ее поступлением от размыва берегов и дна, а в придонном горизонте - преимущественно с последним фактором. Ареалы повышенной плотности взвеси прослеживается в поверхностном горизонте примерно до широты северо-западной оконечности острова Вайгач (Шевченко и др., 2003б), а в придонном практически не выходят за пределы изобаты 20 м. Особенностью морфолитодинамической обстановки района являются процессы, связанные с деградацией реликтовых ММП. На глубинах менее 50-70 м (см. приложение 6, рис. 27, приложение 8, рис. 29) возможны выходы газа (Левченко, Мерклин, 2003), с 130 просачиванием которых связано образование специфических форм рельефа - воронок и сводов с небольшими (до 1 метра) относительными превышениями. Развитие термокарстовых просадок для большей части акватории района не характерно, так как кровля реликтовой мерзлоты залегает, как правило, значительно глубже слоя годовых колебаний температур. На участке развития ледяных диапиров возможны как выбросы газа значительной интенсивности (Мельников, Спесивцев, 1995), так и термокарстовые просадки. Гравитационные смещения материал для района не характерны. Восточный район является ареной интенсивной миграции беломорских, местных и карских льдов (см. приложение 2, рис. 18), поэтому ледовый разнос играет важную роль как фактор переноса осадочного материала и оказывает влияние на структуру донных осадков. 5.2. Особенности сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и экстремальные морфолитодинамические ситуации 5.2.1. Сезонная ритмичность Сезонная ритмичность морфолитодинамических процессов связана с режимом основных гидрометеорологических параметров (табл. 3). На суше, в береговой зоне и на шельфе во всех морфолитодинамических областях выделяется несколько групп процессов, развивающихся под воздействием различных морфолитодинамических агентов и поэтому обладающих различным характером сезонной ритмичности. На суше большинство морфолитодинамических процессов, развитие которых лимитируется промерзанием СТС или вызвано колебаниями тепломассообмена на земной поверхности, активны в теплое время года. Основные деструктивные процессы (термоэрозия, эрозия, термокарст, склоновые процессы) - летом - в начале осени, а аллювиальные процессы (в том числе и вынос взвеси в береговую зону) - весной. Периоды активизации основных деструктивных процессов не всегда синхронны. Одновременное совпадение их активности отмечается лишь в августе, в период максимального протаивания СТС и накопления в приповерхностном слое грунта максимальных запасов тепла (Воскресенский, 2001). В переходные сезоны при неустойчивом температурном режиме активизируются процессы криогенного выветривания и растрескивания, развитие которых обусловлено колебаниями тепломассообмена на земной поверхности, а также экзарационная, транспортная и в меньшей степени аккумулятивная деятельность речного льда. Криогенное пучение наиболее интенсивно зимой. Эоловые процессы развиваются в течение всего года, 131 но наиболее интенсивны в период от начала осенних штормов до промерзания СТС и/или образования устойчивого снежного покрова. В береговой зоне сроки развития процессов термоэрозии и термической деструкции на береговых уступах, как правило, продлеваются за счет отепляющего воздействия моря. Процессы, вызванные энергией ветра и волнения и отепляющим воздействием водных масс (абразия и термоабразия берегов и ПБС, перемещение материала во вдольбереговых и поперечных потоках наносов), наиболее интенсивны осенью - в начале зимы. На ПБС продолжительность активного периода несколько больше, чем на береговых уступах, и определяется сроками становления припая и формирования СМС. В Канинской области, где нет устойчивого припая, морфолитодинамические процессы на ПБС активны в течение всего года, сходный режим отмечается и на северо-западном побережье острова Колгуев, где продолжительность стояния узкого припая не превышает 1,5-2 месяцев. Экзарационная, транспортная и (в меньшей степени аккумулятивная) деятельность припайных льдов наиболее интенсивна в периоды его становления (зима) и разрушения (весна), максимальная интенсивность отмечается зимой, в условиях большей волновой активности. На шельфе, за пределами ПБС, процессы, связанные с воздействием волнения, и гравитационные процессы, развитие которых провоцируется гидродинамической активностью, развиваются в течение всего года, с максимумом в осенне-зимний период от начала осенних штормов до формирования устойчивого ледового покрова и минимумом весной и летом. Перенос материала и взмучивание донных осадков постоянными и приливноотливными течениями также наиболее активны в осенне-зимний период, при этом их интенсивность не лимитируется наличием льда (Танцюра, 1973). Период максимального поступления материала ледового разноса, вероятно, совпадает со сроками разрушения и (в меньшей степени) становления ледового покрова, а наибольшее лимитирующее влияние льда на деятельность остальных процессов - с периодом максимальной ледовитости. Осаждение тонкого материала из взвеси наиболее интенсивно в периоды минимальной гидродинамической активности: в областях с малой продолжительностью ледового периода это весенне-летний период, а в областях с продолжительным ледовым периодом - в основном зимние месяцы после формирования устойчивого ледового покрова. Таким образом, отмечается асинхронность периодов наибольшей интенсивности морфолитодинамических процессов на суше (весна - лето - начало осени) и на акватории (осень - начало зимы, а в областях с малой продолжительностью ледового покрова - весь осенне-зимний период), в значительной мере обусловленная асинхронностью изменений температур и сроков ледовых явлений, лимитирующих их развитие.
132 В общих чертах сезонная картина перемещения материала от водоразделов суши на шельф выглядит следующим образом. Подготовка материала к перемещению на суше наиболее активна в переходные сезоны, а перемещение материала с речным стоком - в период весеннего половодья. Аллювиальная взвесь вместе с относительно теплыми и легкими речными водами, поступление которых способствует началу формирования термоклина, перемещается в поверхностном горизонте. В условиях умеренной интенсивности волновых и циркуляционных процессов и незначительной стратификации вод, латеральное перемещение взвеси на акватории в значительной мере связано со стоковыми течениями, а ее вертикальные нисходящие потоки достаточно интенсивны. В береговой зоне в это время достаточно активна эрозионная и транспортная деятельность припайных льдов. Часть аллювиального материала, захваченная льдами, включается в ледовый разнос. Летом активизируются основные морфолитодинамические процессы на суше. Материал, перемещаемый водным путем, частично выносится на акваторию, а частично, в условиях умеренного объема стока и скоростей течений, аккумулируется в долинах рек и ручьев. Под действием гравитационных процессов происходит смещение материала на более низкие геоморфологические уровни. В питании береговой зоны участвует в основном материал, поступающий с береговых уступов или с водами паводков. Материал от преимущественно неволнового разрушения береговых уступов частично поступает на акваторию и включается в потоки наносов, однако значительная его часть накапливается у подножия уступов. В условиях устойчивой летней стратификации водных масс поступившая с суши взвесь концентрируется и перемещается в квазиоднородном поверхностном слое или над горизонтом скачка плотности. Придонный максимум взвеси связан с взмучиванием донных осадков волнами и приливно-отливными течениями. Вертикальные потоки взвеси ослаблены, интенсивность перемещения материала, как и интенсивность циркуляции, невелика. Высокие придонные температуры благоприятствуют развитию в береговой зоне и на шельфе термокарстовых процессов. Осень - период затухания эрозионных и склоновых и активизации эоловых процессов на суше и комплекса процессов, связанных с деятельностью волнения, в береговой зоне и на акватории. Материал, поступающий с береговых уступов и от абразии дна и в меньшей степени с речным стоком (период осенних паводков), активно разносится ветровыми, плотностными и приливно-отливными течениями. Активное взмучивание донных осадков обусловливает высокие концентрации взвеси в придонных горизонтах. В условиях начинающейся конвекции интенсивны вертикальные потоки взвеси. Высокая гидродинамическая активность провоцирует развитие на шельфе гравитационных смещений.
133 Зимой в береговой зоне интенсивна эрозионная и транспортная деятельность припайных и плавучих льдов, на акватории - ледового разноса, взмучивания и перемещения донных осадков течениями, а на свободных от ледового покрова участках акватории - волнением, интенсивны вертикальные потоки взвеси. В подледных условиях происходит аккумуляция. Эоловый материал, выносимый на акваторию, включается в ледовый разнос. Особенности сезонной ритмичности различных морфолитодинамических областей проявляются, во-первых, в различной продолжительности активного периода и различиях сроков активизации конкретных процессов, которые изменяются в соответствии с изменениями гидрометеорологических условий с северо-запада на юго-восток, во-вторых, в различных соотношениях сроков наступления активного периода на суше и акватории, связанном со степенью отепляющего воздействия атлантических вод. Последнее обстоятельство обусловливает особенности морфолитодинамических процессов в переходные сезоны. В целом для всех областей продолжительность активного периода на акватории, где волновое воздействие на дно в большей или меньшей степени ощущается во все сезоны, больше, чем на прилегающей суше. В береговой зоне, в зависимости от продолжительности стояния припая, этот параметр может быть как больше, так и меньше, чем на суше. Основные отличия переходных сезонов проявляются, во-первых, в различном участии теплового воздействия моря в разрушении береговых уступов, которое обусловлено соотношением сроков их промерзания-оттаивания (период между переходом температуры воздуха через ноль и установлением устойчивого снежного покрова) и перехода температуры воды через ноль, во-вторых, в участии ледового разноса в транспортировке взвеси. Эти различия хорошо видны на космических снимках, сделанных в конце весны - начале лета (см. приложение 5, рис. 21, рис. 22, рис. 23). Особенности сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов К а н и н с к о й о б л а с т и (см. приложение 9, рис. 30) связаны с ее положением в зоне значительного отепляющего влияния атлантических вод. Поэтому для области характерны: 1) значительная, а на суше и в береговой зоне - максимальная в регионе продолжительность активного периода;
2) непрерывное в течение года волновое воздействие на береговые уступы, ПБС и более глубокие участки шельфа (с максимумом в октябре-ноябре), что связано с отсутствием вдоль большей части берега устойчивого припая и незначительной продолжительностью ледового периода;
3) максимальная в регионе продолжительность абразии (с мая по конец ноября), при этом в переходные периоды (май, ноябрь) существенна роль термоабразионных процессов.
134 Особенности Н о в о з е м е л ь с к о - В а й г а ч с к о й о б л а с т и связаны с тем, что изза большей континентальности климата и наличия вдоль побережья острова Южный холодного течения Литке суша весной прогревается значительно быстрее, чем смежная акватория (см. приложение 9, рис. 31, рис. 32). В целом для области характерны: 1) малая продолжительность активного периода в береговой зоне и на суше;
2) запаздывание в весенний и осенний периоды сроков перехода через ноль температур воды по отношению к температурам воздуха, в связи, с чем весной к моменту полного очищения акватории ото льда и установления у берега положительных температур воды береговые уступы в значительной мере оттаивают, и поэтому отепляющее воздействие морских вод на берег незначительно или отсутствует, а осенью, когда события происходят в обратной последовательности, - весьма существенно;
3) длительное присутствие на акватории дрейфующих льдов, а на ПБС, особенно в заливах, - устойчивого припая, существенно уменьшающих в береговой зоне продолжительность воздействия волновых процессов, а на более глубоких участках шельфа - их интенсивность;
4) поступление взвеси со стоком половодья в период разрушения припая, что определяет существенное участие ледового разноса в перераспределении аллювиального материала. Основные тенденции сезонной изменчивости морфолитодинамических процессов в Новоземельском и Вайгачском районах близки. Однако для Вайгачского района, расположенного в более холодной, замкнутой и мелководной юго-восточной окраине региона, характерна меньшая продолжительность активного периода (см. приложение 9, рис. 32) и более долгое стояние устойчивого припая (см. приложение 5, рис. 21, рис. 22). Особенность Новоземельского района - максимальные в регионе скорости ветра, обусловливающие высокую интенсивность волновых и эоловых процессов, при этом наибольшие скорости ветра характерны для зимнего периода. Особенности сезонной ритмичности Б а р е н ц е в о м о р с к о й о б л а с т и (см. приложение 9, рис. 33) связаны с ее положением в зоне влияния теплого СевероАтлантического течения. Это обусловливает максимальную в регионе продолжительность активного периода и интенсивность морфолитодинамических процессов, связанных с волновым воздействием. Наиболее сильные ветры и, как следствие, максимальная интенсивность этих процессов характерны для зимнего времени. Особенностями сезонной ритмичности П е ч о р с к о й о б л а с т и (см. приложение 9, рис. 34, рис. 35) являются: 1) ограниченная (особенно в Восточном районе) продолжительность волнового воздействия на береговую зону;
2) значимое участие в весенний и осенний периоды термоабразионных процессов в разрушении береговых уступов, при 135 этом по соотношению термического режима суши и акватории область занимает промежуточное положение между Канинской и Новоземельско-Вайгачской областями;
3) участие припайных льдов в перераспределении взвеси, поступающей со стоком половодья (что особенно характерно для полузамкнутых и замкнутых акваторий). Тенденция сезонного распределения интенсивности ведущих морфолитодинамических процессов в Западном (см. приложение 9, рис. 34) и Восточном (см. приложение 9, рис. 35) районах сходны. Однако каждая из них отличается рядом особенностей. В Западном районе продолжительность активного периода на акватории, в береговой зоне и на шельфе больше, чем в Восточном, а на северо-западном побережье острова Колгуев приближается к аналогичным параметрам Канинской области. Особенности Восточного района связаны с отепляющим воздействием стока р. Печора, благодаря которому при меньшей в целом продолжительности активного периода и более поздних сроках его наступления переход температуры воды через ноль происходит чуть раньше, чем в Западном районе. Продолжительность активного периода на суше здесь близка к НовоземельскоВайгачской области. Продолжительное, особенно в губах и заливах, стояние припая обусловливает здесь незначительную продолжительность волнового воздействия на берега. 5.2.2. Проявления экстремальных морфолитодинамических ситуаций Проявления экстремальных морфолитодинамических ситуаций связаны с экстремальными характеристиками основных агентов рельефообразования и транспорта вещества, в первую очередь, гидрометеорологических факторов (табл. 2). Как правило, экстремальные параметры одного из гидрометеорологических факторов сопровождаются экстремальными или повышенными значениями других факторов, и их воздействие на морфолитодинамическую обстановку трудно разделить. В нашем регионе наиболее значимо воздействие изменчивости ветро-волнового режима, ледовитости и температурного режима. Изменчивость ветро-волнового режима влияет на все аспекты морфолитодинамических условий береговой зоны и акватории. Сезонная высота волны при волнении 0,1% режимной обеспеченности превышает ее среднюю высоту при волнении 50% обеспеченности в 3,5-5,5 раз, а высота волн при волнении, возможном один раз в 100 лет, - в 3,5-8,0 раз (табл. 2). При этом пропорционально возрастает глубина начала обрушения волн. В результате при сильных и экстремальных штормах воздействие волнения наблюдается не только в верхней, но даже в нижней зоне шельфа (табл. 12). Во время этих штормов у берега образуется нагонная волна значительной величины, благодаря чему разрушаются бе 136 реговые уступы не только на абразионных, но и на абразионно-аккумулятивных участках берега, защищенных от волнений меньшей силы относительно широкими пляжами, а иногда и на аккумулятивных берегах. Ф.Э. Арэ (1980) отмечает, что за период одного сильного шторма берег часто отступает на сопоставимую или большую величину, чем за несколько лет, характеризующихся умеренной волновой активностью. На шельфе и в береговой зоне значительно увеличиваются скорости суммарных поверхностных и придонных течений, их воздействие на дно и емкость потоков наносов, происходит перестройка ареалов гранулометрических разностей донных осадков. Увеличение гидродинамической активности среды провоцирует интенсификацию на шельфе гравитационных процессов. В ледовый период значительные волнения усиливают экзарационное воздействие на берег и дно припая и плавучих льдов. В устьях рек происходит смещение гидрохимического и литодинамического барьера между речными и морскими водами вверх по течению. Нагонная волна оказывает отепляющее воздействие на береговые уступы и затопленные низменные участки суши, тем самым активизируя процессы термической деструкции. Сильные ветры благоприятствуют значительной активизации эоловых процессов. Таким образом, шторма экстремальной силы приводят к значительной интенсификации морфолитодинамических процессов на шельфе и в береговой зоне. Увеличение ледовитости акватории, напротив, приводит к уменьшению интенсивности большинства морфолитодинамических процессов. В годы с малой ледовитостью уменьшается площадь акватории, блокированной льдом от воздействия осенне-зимних штормов, увеличивается площадь открытой воды, возрастает интенсивность волнового воздействия на берега и дно. В годы с высокой ледовитостью интенсивность волнового воздействия снижается, одновременно увеличивается площадь и продолжительность экзарационного воздействия на берега и дно припайных и дрейфующих льдов. Максимальная продолжительность ледового периода превышает среднюю в 1,2-1,3 раза на юго-востоке акватории и в 1,6-1,7 раз в центре и на северо-западе. Характерной чертой региона является сопоставимость короткопериодных, сезонных и межгодовых колебаний ледовитости. Поэтому в различные годы и сезоны интенсивность и ритмичность морфолитодинамических процессов, лимитируемых этим фактором, может существенно различаться. Экстремальные (наиболее высокие) значений остальных гидрометеорологических параметров (скорости течений, уровня моря, уровня и расхода воды в реках), которые превышают средние не менее существенно (табл. 2), приводят к интенсификации тех или иных морфолитодинамических процессов, перестройке рельефа береговой зоны и шельфа, увеличению мощности потоков вещества. На суше наиболее значимое воздействие на воз 137 никновения экстремальных морфолитодинамических ситуаций оказывают колебания температурного режима (Соломатин и др., 1998, Природные..., 2000, Вечная..., 2002). Аномальные значения интенсивности морфолитодинамических процессов оказывают влияние, как на большинство компонентов природной среды, так и на хозяйственную деятельность человека. В частности, происходит активизация и дальнейшая транспортировка загрязняющих веществ, захороненных ранее в донных осадках и береговых аккумулятивных формах. Воздействие экстремальных штормовых нагонов провоцирует развитие сложного комплекса мерзлотных и геохимических процессов: активизацию термической деструкции, засоление приморских низменностей и т.д. (ИсследованиеЕ, 1988, Геоэкология..., 1992, Природные..., 1997, Динамика...,1998). Активно реагируют на изменение интенсивности морфолитодинамических процессов биоценозы: увеличение количества взвеси оказывает негативное воздействие на биоту (Матишов и др., 1995) Различные аспекты проявления экстремальных морфолитодинамических ситуаций негативно сказываются на хозяйственной деятельности человека. Разрушаются или замываются подводные сооружения, затопляются прибрежные. При аномально низких уровнях воды в реках нарушаются условия судоходства и сплава леса, при аномально высоких - затапливаются селения, создается угроза повреждения судов. С явлениями редкой повторяемости связана степень природного риска, имеющая стоимостное выражение, при этом потенциальная разрушительная сила того или иного процесса обратно пропорциональна его повторяемости (Рогозин, Бурова, 2002). Краткие выводы 1. Дискретность морфолитодинамических обстановок на суше и акватории определяется морфоструктурным планом региона, увеличением суровости и континентальности климата и изменением основных гидрометеорологических характеристик с северозапада на юго-восток. Совпадение границ морфоструктурных и морфолитодинамических районов на суше более отчетливо, на шельфе границы морфолитодинамических районов размыты. На суше и шельфе преобладают обстановки денудации и транзита. 2. Направления переноса вещества в значительной мере контролируются морфоструктурным планом региона, направления перемещения вещества в эоловых потоках и гидрогенных, в том числе ледовых, потоках на шельфе менее зависимы от него. Береговой зоны достигает материал, переносимый преимущественно в гидрогенных и эо 138 ловых потоках. Значительная часть материала, мобилизованного другими морфолитодинамическими агентами, аккумулируется на суше в промежуточных депоцентрах. 3. Ведущая роль в питании береговой зоны региона принадлежит поступлению материала от разрушения берегов за счет абразии и термоабразии. Поступление материала за счет денудационного и термоденудационного разрушения береговых уступов и прибровочных участков террас наиболее значительно на участках относительного новейшего воздымания. На участках относительных погружений увеличивается, иногда существенно, роль аллювиального материала. 4. Участки современной аккумуляции приурочены к областям новейшего относительного или абсолютного прогибания и зонам смены знака или интенсивности новейших движений. На шельфе отмечаются локальные участки, где аккумуляция связана с особенностями циркуляции вод, некоторые из них тяготеют к морфоструктурным узлам. 5. Интенсивность морфолитодинамических процессов во многом зависит от морфоструктурного плана и обусловлена: на суше - сочетанием абсолютной высоты и расчлененности рельефа и устойчивости приповерхностного разреза к протаиванию;
а на шельфе в первую очередь - интенсивностью волнового воздействия и продолжительностью ледового периода. Участки активизации морфолитодинамических процессов на шельфе связаны с усилением течений неволновой природы, повышенной расчлененностью рельефа или низкой устойчивостью приповерхностных отложений. 6. Сезонная ритмичность морфолитодинамических процессов связана с режимом основных гидрометеорологических параметров и изменяется с увеличением континентальности климата с северо-запада на юго-восток. Это определяет сроки активизации морфолитодинамических процессов и некоторые их сущностные черты. 7. Асинхронность периодов наибольшей интенсивности морфолитодинамических процессов на суше (весна - лето - начало осени) и акватории (осень - начало зимы, а на северо-западе - весь осенне-зимний период) обусловлена асинхронностью в их пределах климатических и гидрологических сезонов, в том числе сроков ледовых явлений. 8. Экстремальные морфолитодинамические ситуации связаны на шельфе и в береговой зоне, в основном, с волнениями редкой повторяемости и уменьшением ледовитости акватории, а на суше - с изменениями температурного режима приповерхностной части разреза.
139 Заключение В работе дана комплексная региональная характеристика морфолитодинамики побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря от водоразделов средних рек до глубин устойчивой аккумуляции на шельфе осадочного материала и составлены карта морфолитодинамики (масштаба 1: 1 000 000) и схема интенсивности морфолитодинамических процессов (масштаба 1 : 2 500 000). Это позволило выявить региональные закономерности проявления морфолитодинамических процессов. 1. Выявлена роль основных эндогенных и экзогенных факторов в формировании дискретности морфолитодинамических обстановок, структуры и интенсивности потоков вещества, сезонной ритмичности морфолитодинамических процессов и экстремальных морфолитодинамических ситуаций. В орографическом отношении в регионе обособляются четыре области, различающиеся абсолютными отметками и относительными превышениями рельефа. Это определяет генеральные черты дискретности условий развития морфолитодинамических процессов и их своеобразие в каждой из областей. Отепляющее влияние атлантических вод, в совокупности с особенностями орографии определяет увеличение континентальности и суровости климата с северо-запада на юго-восток и изменение в том же направлении режима основных гидрометеорологических элементов, что оказывает существенное влияние на дискретность условий развития морфолитодинамических процессов и их ритмичность. Высокоширотное положение региона обусловливает наличие современной и сохранение реликтовой многолетней мерзлоты, наличие многомесячного ледового и снежного покрова и формирование тундровых ландшафтов и полярного типа морфолитогенеза. Морфоструктурный план региона наследует генеральные черты его структурно-тектонического строения и отражает направленность и интенсивность эндогенных потоков вещества и энергии на новейшем и современном этапах. Различия в направленности и интенсивности новейших движений предопределили генеральные черты дискретности основных элементов ландшафтов, геоморфологических и литолого-геокриологического строения и, опосредованно, гидрометеорологических условий, а, следовательно, условий развития морфолитодинамических процессов. Это позволяет сделать следующие выводы: Дискретность морфолитодинамических обстановок на суше и акватории определяется морфоструктурным планом региона, увеличением суровости климата с северо-запада на юго-восток и изменением в том же направлении основных гидрометеорологических характеристик. На суше совпадение границ морфоструктурных и морфолитодинамиче 140 ских районов более отчетливо, на шельфе границы морфолитодинамических районов более размыты. Направления переноса вещества в значительной мере контролируются морфоструктурным планом региона. Направления перемещения вещества в эоловых потоках и гидрогенных, в том числе ледовых, потоках на шельфе менее зависимы от морфоструктурного плана. Интенсивность морфолитодинамических процессов во многом зависит от морфоструктурного плана, и обусловлена: на суше - сочетанием абсолютной высоты и расчлененности рельефа и устойчивости приповерхностных горизонтов разреза к протаиванию;
а на шельфе, в первую очередь, - интенсивностью волнового воздействия и продолжительностью ледового периода. Участки активизации морфолитодинамических процессов на шельфе связаны с усилением течений неволновой природы, повышенной расчлененностью рельефа или низкой устойчивостью приповерхностных отложений. Сезонная ритмичность морфолитодинамических процессов связана с режимом основных гидрометеорологических параметров и изменяется с увеличением континентальности климата с северо-запада на юго-восток. 2. Выполнена типизация морфолитодинамических обстановок региона и определены основные направления и интенсивность потоков вещества, формирующихся под действием экзогенных процессов и силы тяжести. В результате сделаны следующие выводы:
- В регионе (как на суше, так и на шельфе) преобладают обстановки денудации и транзита. Участки современной аккумуляции приурочены к областям новейшего относительного или абсолютного прогибания и зонам смены знака или интенсивности новейших движений. На шельфе отмечаются участки локальной аккумуляции, связанные с особенностями циркуляции водных масс, некоторые из них тяготеют к морфоструктурным узлам.
- Береговой зоны достигает, преимущественно, материал, переносимый посредством гидрогенных и эоловых процессов. Значительная часть материала, мобилизованного другими морфолитодинамическими агентами, аккумулируется на суше в промежуточных депоцентрах.
- Ведущая роль в питании береговой зоны региона принадлежит поступлению материала от разрушения берегов за счет абразии и термоабразии. Поступление материала за счет денудационного и термоденудационного разрушения береговых уступов и прибровочных участков террас наиболее значительна в районах относительного новейше 141 го воздымания. На участках относительных погружений увеличивается, иногда существенно, роль материала, поступающего со стоком рек. 3. Выявлены особенности сезонной ритмичности и основные черты аритмичности морфолитодинамических процессов:
- Асинхронность периодов наибольшей интенсивности морфолитодинамических процессов на суше и акватории, обусловленная асинхронностью в их пределах климатических и гидрологических сезонов, в том числе сроков ледовых явлений.
- Изменения соотношений этих периодов с северо-запада на юго-восток определяет некоторые сущностные черты морфолитодинамических процессов различных морфолитодинамических областей.
- Экстремальные морфолитодинамические ситуации связаны на шельфе и в береговой зоне, в основном, с волнениями редкой повторяемости и уменьшением ледовитости акватории, а на суше - с изменениями температурного режима приповерхностной части разреза. 4. Впервые при исследованиях морфолитодинамических процессов последовательно проведен принцип выявления дискретности, целостности и ритмичности морфолитодинамических условий и факторов их формирования. 5. Предложен комплекс методов сопряженного анализа морфолитодинамических условий побережья, береговой зоны и шельфа, основанный на использовании материалов дистанционного зондирования не только при исследовании прибрежной суши, но и при изучении береговой зоны и шельфа. Установленные закономерности проявления морфолитодинамических процессов могут быть использованы для целей прогноза развития региона в изменяющихся природных условиях при нарастающей антропогенной нагрузке. Полученная характеристика морфолитодинамических условий побережья, береговой зоны и шельфа юго-восточной части Баренцева моря - один из важнейших элементов комплексной геоэкологической характеристики региона и позволяет подойти к оценке геоэкологических ситуаций, возникающих при взаимодействии природной среды и различных видов природопользования.
142 Список использованной литературы 1. 2.
ГОСТ 25100-82/95. Грунты. Классификация. М.: Изд-во стандартов, 1995.- 15 с. Авенариус И.Г., Белозеров С.Н., Львова Л.А., Репкина Т.Ю. Морфоструктурное районирование и некоторые черты новейшей геодинамики шельфа восточной части Баренцева моря // Бюлл. КИЧП.- 1999.- № 63.- C. 5-14.
3.
Авенариус И.Г., Бирюков В.Ю., Репкина Т.Ю., Совершаев В.А. Использование материалов аэрокосмических съемок для решения проблем геоэкологии прибрежношельфовых зон (на примере зал. Буор-Хая, море Лаптевых) // Геоморфология.- 1995.№ 4.- C. 23-34.
4.
Авенариус И.Г., Дунаев Н.Н. Некоторые аспекты поздневалдайской палеогеографии восточной части Баренцева моря и прилегающей суши // Геоморфология.- 1999.- № 3.- C. 57-62.
5.
Авенариус И.Г., Ермолов А.А., Мысливец В.И., Репкина Т.Ю. Рельеф и некоторые аспекты палеогеографии позднего валдая - голоцена в районе о. Варандей (Баренцево море) // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала.- Апатиты, 2001.-C. 135-147.
6.
Авенариус И.Г., Лукьянова С.А. Сравнительная характеристика методов морфоструктурного анализа шельфовых и континентальных равнин // Морфолитогенез и четвертичная история прибрежно-шельфовых зон.- М.: Наука, 1978.- С. 28-32.
7. 8.
Авенариус И.Г., Львова Л.А., Репкина Т.Ю. Морфоструктурный план приновоземельского шельфа Баренцева моря // Новая Земля. - Кн. 1. / М.: МАКЭ.- 1998а.-C. 80-86. Авенариус И.Г., Репкина Т.Ю. Палеогеография Варандейского участка в позднем валдае - голоцене (Баренцево море) // Геология морей и океанов: Тез. докл. XIV Международной школы морской геологии, Т.II.- М., 2001.- C. 4-5.
9.
Авенариус И.Г., Репкина Т.Ю., Сорокина Е.П. Морфоструктурная обусловленность процессов морфолитодинамики в прибрежно-шельфовой зоне Печорского моря // Геоэкологические аспекты.- М., 2003.-С. 52-61.
10. Авенариус И.Г., Сорокина Е.П., Львова Л.А., Репкина Т.Ю., Шакин А.Д. Принципы геоэкологического картографирования прибрежно-шельфовых зон на базе использования материалов дистанционного зондирования // Концептуальные проблемы геоэкологического изучения шельфа / СПб., 2001.- C. 69-77. 11. Авенариус И.Г., Сорокина Л.П., Репкина Т.Ю., Львова Л.А. Опыт экологогеологического картирования прибрежно-шельфовой зоны Печорского моря // Все 143 российская научно-практическая конференция "Геоэкологическое картографирование": Тез. докл., Ч. III.-М., 1998б.- C. 77-80. 12. Авенариус И.Г., Трещов А.А. Морфоструктурный анализ акваторий по космическим снимкам // Сов. геология.- 1985.- № 3.- C. 75-82. 13. Агроклиматический атлас Мира / М.: ГУГК-Гидрометиздат, 1972.- 189 с. 14. Айбулатов Н.А. Динамика твердого вещества в шельфовой зоне.- Л.: Гидрометеоиздат, 1990.- 271 с. 15. Алисов Б.П. Полтараус Б.В. Климатология.- М.: Изд-во МГУ, 1974.- 299 с. 16. Андреева И.А., Ванштейн Б.Г., Зинченко А.Г. и др. Ландшафтно-экологические исследования акватории Баренцева моря как основа для постановки долгосрочного мониторинга // Концептуальные проблемы геоэкологического изучения шельфа.- СПб., 2000.-C. 17-32. 17. Андреичева Л.Н. Основные морены Европейского Северо-Востока России и их литостратиграфическое значение.- СПб.: Наука, 1992.- 123 с. 18. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время.- М.: Наука, 1987.- 278 с. 19. Арктический шельф, позднечетвертичная история как основа прогноза развития / Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др.- М.: Геос, 1998.- 187 с. 20. Арсланов Х.А., Лавров А.С., Никифорова Л.Д. и др. О палеогеграфии и геохронологии позднеледниковья на севере Печорской низменности // Вестн. ЛГУ.- 1975.- № 12.С. 72-79. 21. Арсланов Х.А., Лавров А.С., Потапенко Л.М. и др. Новые данные по геохронологии и палеогеографии позднего плейстоцена и раннего голоцена на севере Печорской низменности // Новые данные по геохронологии четвертичного периода.- М., 1987.- C. 101-111. 22. Архипов Б.В., Попов С.К. Моделирование плотностных и ветровых течений в юговосточной части Баренцева моря // Океанология.- 1996.- Т. 36, № 6.- C. 805-813. 23. Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов.- М.: Наука, 1980.- 159 с. 24. Ассиновская Б.А. Сейсмичность Баренцева моря.- М.: Нац. Геофиз. Комитет РАН, 1994.- 128 с. 25. Астахов В.И. Последнее оледенение арктических равнин России: Автореф. диc. Е дра г.-м. наук.- СПб., 1999.- 41 с. 26. Атлас аннотированных радиолокационных изображений морской поверхности, полученных космическим аппаратом Алмаз-1. - М.: Геос, 1999.- 119 с. 27. Атлас Арктики.- М.: ГУГК, 1985.- 204 с.
144 28. Атлас Архангельской области.- М.: ГУГК, 1979.- 67 с. 29. Атлас волнения и ветра Баренцева моря.- Архангельск: Гидрометиздат, 1965.- 64 с. 30. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан.- М.: Мин. Обороны СССР, ВМФ, 1980.184 с. 31. Атлас опасных и особо опасных для мореплавания и рыболовства гидрометеорологических явлений. Норвежское море, южная часть Гренландского и Баренцева моря.- Л.: ГУНиО МО, 1980.- 180 с. 32. Атлас почв СССР.- М.: Колос, 1974.- 153 с. 33. Атлас снежно-ледовых ресурсов Мира.- М.: ГУГК, 1997.- 269 с. 34. Аэрокосмические методы геологического изучения шельфа.- Л.: Недра, 1985.- 275 с. 35. Баренцевоморская шельфовая плита / Под ред. И.С. Грамберга.-. Л., 1988.- 263 с. 36. Берега / Каплин П.А., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А., Никифоров. Л.Г.- М.: Мысль, 1991.- 479 с. 37. Бирюков В.Ю., Совершаев В.А. Рельеф дна юго-западной части Карского моря и история его развития в голоцене // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов.- М., 1984.- С. 89-95. 38. Бондарев В.Н., Длугач А.Г., Рокос С.И. и др. Акустические фации посткриогенных обстановок мелководных районов Печорского и Карского морей // Разведка и охрана недр.- 1999.- № 7-8.- C. 10-15. 39. Бондарев В.Н., Полякова Н.А., Гриценко И.И., Рокос С.И. Опытно-методические морские геокриологические исследования на арктических морях СССР (западный сектор).- Мурманск: Союзморинжгео, АКМГЭ, 1986.- 195 с. 40. Борисов Л.А. Современные изменения средних уровней Карского и Баренцева морей // Океанология.- 1976, вып. 2.- C. 302-309. 41. Булушев М.Г., Сидорова А.Н. Расчет среднемесячной циркуляции в Баренцевом море // Метеорология и гидрология.- 1994.- № 4.- C. 78-87. 42. Бышев В.И., Галеркин Л.И., Галеркина Н.Л., Щербинин А.Д. Динамика и структура вод // Печорское море. Системные исследования.- М., 2003.- C. 93-116. 43. Вейнбергс И.Г. Древние берега Советкой Балтики и других морей СССР.- Рига: Зинатне, 1986.- 168 с. 44. Вейнбергс И.Г., Стелле В.Я., Савваитов А.С., Якубовска И.Я. Позднечетвертичная история развития побережья Печорского моря // Корреляция палеогеографических событий: материк, шельф, океан.- М., 1995.- C. 106-113.
145 45. Великоцкий М.А. О пластовых льдах на песчаных косах Печорского берегового бара // Проблемы общей и прикладной геоэкологии Севера / Под ред. В.И. Соломатина.М., 2001.- C. 148-154. 46. Великоцкий М.А. Особенности современной динамики берегов о-ва Колгуев // Динамика арктических побережий России / М., 1998.-C. 93-101. 47. Ветер и волны в океанах и морях. Справочные данные.- Л.: Транспорт, 1974.- 360 с. 48. Вечная мерзлота и освоение нефтегазоносных районов / Под ред. Е.С. Мельникова и С.Е. Гречищева.- М., 2002.- C. 402. 49. Воскресенский К.С. Современные рельефообразующие процессы на равнинах Севера России.- М.: Изд-во МГУ, 2001.- 263 с. 50. Воскресенский К.С., Совершаев В.А. Роль экзогенных процессов в динамике арктических побережий // Динамика арктических побережий России.- М.: Изд-во МГУ, 1998.35-48 c. 51. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология: Формирование склонов.- М.: Издво МГУ, 1971.- 228 с. 52. Востокова Е.А., Сущеня В.А., Шевченко Л.А. Экологическое картографирование на основе космической информации.- М.: Недра, 1988.- 223 с. 53. Гаврилова М.К. Современный климат и вечная мерзлота на континентах.- Новосибирск.: Наука, 1981.- 113 с. 54. Гарагуля Л.С., Гордеева Г.И., Шаталова Т.Ю. О содержании и методике составления эколого-геологических карт криолитозоны // Вестн. МГУ, сер. геол.- 2001.- № 1.- C. 40-48. 55. Геокриологическая карта СССР масштаба 1:2 500 000 / Гл. Ред. Э.Д. Ершов.- М.: Издво МГУ, 1991. 56. Геокриология СССР. Европейская территория СССР / Гл. ред. Э.Д. Ершов.- М.: Недра, 1988.- 358 с. 57. Геоморфологический анализ областей древнего вулканизм / Ананьев Г.С., Ананьева Э.Г., Бредихин А.В. и др.- М.: Изд-во МГУ, 1988.- 211 c. 58. Геоэкология Севера (введение в геокриологию) / Под ред. В.И. Соломатина.- М., 1992.-C. 270. 59. Геоэкология шельфа и берегов морей России.- М.: "Ноосфера", 2001.- 428 с. 60. Гидрометеорологические условия шельфовой зоны морей СССР. Т. 6. Баренцево море. Справочное пособие. Вып. 1. Гидрологические и гидрохимические условия.- Л.: Гидрометеоиздат, 1985.- 285 с.
146 61. Гидрометеорологические условия шельфовой зоны морей СССР. Т. 6. Баренцево море. Справочное пособие. Вып. 3.- Мурманск: МФ ААНИИ, 1984.- 274 с. 62. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Том 1, Баренцево море. Вып.1. Гидрометеорологические условия.- Л.: Гидрометеоиздат, 1990.- 280 с. 63. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Том 1, Баренцево море. Вып.2. Гидрохимические условия и океанологические основы формирования биологической продуктивности.- СПб.: Гидрометеоиздат, 1992.- 182 с. 64. Горбацкий Г.В. Физико-географическое районирование Арктики. Ч. 2.- Л.: ЛГУ, 1970.-120 с. 65. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (новая серия). Лист R-38-40 - о. Колгуев. Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2003.- 203 с. 66. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000. Лист R-37. Объяснительная записка. Л.: Севморгеология, 1987.- 140 с. 67. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (новая серия). Лист R-(35)-37. Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2000.- 233 с. 68. Григорьев А.А. Закономерности строения и развития географической среды. Избранные теоретические работы.- М.: Мысль, 1966.- 382 с. 69. Гриценко И.И., Крапивнер Р.Б. Новейшие отложения Южно-Баренцевоморского региона // Новейшие отложения и палеогеография северных морей.- Апатиты, 1989.- C. 28-45. 70. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов.- М.: Наука, 1983.216 с. 71. Гудошников Ю.П., Зубакин Г.К., Наумов А.К. Морфометрия льдов Печорского моря // Освоение шельфа арктических морей России: Тр. Третьей международной конф.;
Ч.2.- 1998.- C. 49-52. 72. Гурьева З.А., Петров К.М., Шарков В.В. Аэрометоды геолого-геоморфологических исследований внутреннего шельфа и берегов морей.- Л.: Недра, 1976.- 227 с. 73. Данилов А.И., Ефимкин И.М. Природно-климатические условия в районе освоения нефтегазоносных месторождений арктического шельфа // Освоение шельфа арктических морей России: Тр.Третьей международной конф.;
Ч.1.- 1998.- C. 479-487. 74. Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин.- М.: Изд-во МГУ, 1978.198 с.
147 75. Динамика Арктических побережий России / Под ред. В.И. Соломатина.- М., 1998.249 с. 76. Динамическая геоморфология / Под ред. Г.С. Ананьева, Ю.Г. Симонова, А.И. Спиридонова. - М.: Изд-во МГУ, 1992.- 448 с. 77. Добровольский А.Д., Залогин Б.С. Моря СССР.- М.: Изд-во МГУ, 1982.- 192 с. 78. Долотов Ю.С. Динамические обстановки прибрежно-морского рельефообразования и осадконакопления.- М.: Наука, 1989.- 269 с. 79. Дунаев Н.Н., Ионин А.С., Никифоров С.Л., Павлидис Ю.А. Строение и развитие Западно-Новоземельских бухт в связи с проблемой поздневалдайского оледенения // Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана.- М.: Наука, 1990.- С. 94-103. 80. Естафьев Г.А. Годовой сток рек Европейского СВ СССР // Тр. Коми филиал АН СССР.- 1971.- № 23.- C. 39-59. 81. Жигарев Л.А. Океаническая криолитозона.- М.: Изд-во МГУ, 1997.- 320 с. 82. Жигарев Л.А., Новиков В.Н., Попов Б.А., Совершаев В.А. Исследование береговой зоны Арктических морей // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. Геогр.- 1984.- № 3.- С. 45-50. 83. Зархидзе В.С. Новейший этап развития Арктического шельфа // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов.- М., 1985.- С. 58-65. 84. Зархидзе В.С., Семенов И.Н. Роговская и нерцетская свита северных и северозападных районов Тимано-Уральской области // Вопросы стратиграфии и корреляции плиоценовых и плейстоценовых отложений северной и южной частей Предуралья.1972.- Вып. 1.- С. 67-77. 85. Землетрясения в СССР в 1987 году.- М.: Наука, 1990.- 176 c. 86. Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов.- М., 1962.- 710 с. 87. Зенкович В.П. Применение самолета при исследованиях по морфологии морских берегов // Вопросы географии.- 1947.- Сб. 3.- С. 15-18. 88. Зубакин Г.К. Крупномасштабная изменчивость состояния ледяного покрова морей Северо-Европейского бассейна.- Л.: Гидрометиздат, 1987.- 160 с. 89. Зубакин Г.К., Дмитриев Н.Е., Запорожченко А.А., Виноградов Р.А., Гавшин Д.В. Расчет разномасштабных движений льдов в Печорском море // Освоение шельфа арктических морей России: Тр.Третьей международной конф.;
Ч.2.- 1998.- C. 45-48. 90. Иванов Г.И. Методология и результаты экогеохимических исследований Баренцева моря.- СПб., ВНИИОкеангеология, 2002.- 287 с.
148 91. Иванов Г.И., Грамберг И.С., Пономаренко Т.В. Уровни концентрации загрязняющих веществ в придонной морской среде Печорского моря // Доклады Академии наук.1999.- Т. 365.- № 5.- С. 689-692. 92. Иванов Г.И., Каленич А.П. Источники, пути миграции и масштабы поступления тяжелых металлов в геосистеме река - море (Новая Земля) // Геология морей и океанов: Тез. докл. XIV Международной школы морской геологии, Т.II.- М., 2001.- C. 96-97. 93. Исследование устойчивости геосистем севера / Под ред. В.И. Соломатина.- М., 1988.C. 213. 94. Калесник С.В. Общие географические закономерности Земли.- М.: Мысль, 1970.283 с. 95. Карта грунтовых толщ Нечерноземной зоны РСФСР. М-б 1:1500000.- М.: МГУ, 1981. 96. Картографирование по космическим снимкам и охрана окружающей среды.- М., 1982.-C. 251. 97. Козлов С.А., Неизвестнов Я.В. Криогенные и другие опасные геологические и природно-техногенные процессы на Южно-Баренцевской площади Государственного мониторинга геологической среды шельфа // Концептуальные проблемы геоэкологического изучения шельфа.- СПб., 2000.- C. 110-117. 98. Кошечкин Б.И. Голоценовая тектоника восточной части Балтийского щита.- Л.: Наука, 1979.- 158 с. 99. Кравцова В.И., Сафьянов Г.А. Изучение процессов рельефообразования в прибрежной зоне по многозональным снимкам // Многозональная космическая съемка и ее использование при изучении природных ресурсов.- М., 1976.- С. 56-64. 100. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Сейсмостратиграфия современных отложений южной части Баренцевоморского региона // Кайнозойские отложения шельфа и островов Советской Арктики / Ред. В.С. Зархидзе, Ю.Н. Кулаков.- Л., 1986.C. 7-14. 101. Красножен А.С. История новейшего развития южной части Новой Земли // Геология Южного острова Новой Земли.- Л., 1982.- C. 100-109. 102. Ландшафтная карта СССР масштаба 1:4 000 000 / Под редакцией А.Г. Исаченко.- М., 1989. 103. Левитан М.А., Буртман М.В., Дара О. М. Верхнечетвертичные донные отложения // Печорское море. Системные исследования.- М., 2003.- C. 263-284. 104. Левченко О.В., Мерклин Л.Р. Сейсмостратиграфия // Печорское море. Системные исследования.- М., 2003.- C. 321-354.
149 105. Левченко О.В., Мерклин Л.Р. Сейсмостратиграфия придонных осадков Печорского моря по сейсмоакустическим данным // Геология морей и океанов.- Т. I.- М., 2001.- C. 182-183. 106. Левченко О.В., Щербаков Ф.А. Приливно-отливные формы мезорельефа дна восточной части Белого моря // Геоморфология.- 1999.- № 4.- С. 85-92. 107. Леонтьев О.К. Основы геоморфологии морских берегов.- М., 1961.- 418 с. 108. Леонтьев О.К., Лонгинов В.В. Геодинамика, литодинамика, морфодинамика и динамическая геоморфология // Геоморфология.- 1972.- № 3.- C. 97-100. 109. Леонтьев О.К., Никифоров Л.Г., Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов.- М., 1975.- 336 с. 110. Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане.- М.: Наука, 1994.- 449 c. 111. Лисицын А.П. Нанотехнологии Мирового океана, изучение осадочного процесса и загрязнений // Геология морей и океанов: Тез. докл. XIV Международной школы морской геологии.- Т. I.- М., 2003.- С. 254-255. 112. Лисицын А.П. Осадкообразование в океане.- М.: Наука, 1963.- 379 с. 113. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации.- М.: Наука, 1978.- 392 с. 114. Лонгинов В.В. Динамика береговой зоны бесприливных морей.- М., 1963.- 379 с. 115. Лонгинов В.В. Очерки литодинамики океана.- М., 1973.- 382 с. 116. Лоция Баренцева моря. Ч.3 (юго-восточная часть).- Л.:Изд. ВМФ, 1939.- 173 с. 117. Лоция Баренцева моря. Ч.3 (юго-восточная часть).- Л.:Изд. ВМФ, 1949.- 248 с. 118. Лоция Баренцева моря. Ч.3 (юго-восточная часть).- Л.:Изд. ВМФ, 1954.- 170 с. 119. Лоция Карского моря. Часть 1. Карское море и Новая Земля.- Л.:Гидрографический отдел УМС РККА и Гидрографическое управление Севморпути при СНК СССР, 1938.-546 с. 120. Лоция Карского моря. Часть 2. Карское море и Новая Земля.- Л.: Гидрографический отдел УМС РККА и Гидрографическое управление Севморпути при СНК СССР, 1935.-429 с. 121. Любимов Б.П. Нивально-мерзлотный морфогенез в зоне субарктических тундр на равнинах Европейского севера СССР (на примере северо-запада Печорской низменности): Дис.... к.г.н.- М., 1969.- 335 с. 122. Макеева Л.И., Трещов А.А. Использование аэрофотоснимков для изучения литодинамики в Мечигменской губе (Берингово море) // Изменения уровня моря.- М., 1982.- С. 146-156.
150 123. Максимов И.В. Атлас приливно-отливных и постоянных течений в проливе Карские Ворота с приложением инструкций для определения суммарных течений в проливе. Под ред. В.Ю. Визе.- Л.: Главсевморпуть, Всесоюзный Арктический Ин-т, 1937.- 99 с. 124. Маськов М.И. Геокриологические условия Европейского Севера России // Литосфера и гидросфера Европейского Севера России. Геоэкологические проблемы / Отв. Ред. Ф.Н. Юдахин.- Екатеринбург, 2001.- C. 183-204. 125. Матишов Г.Г., Матишов Д.Г., Риссанен К. Загрязнение донных отложений Белого моря искусственными радионуклеидами // Докл. РАН.- Т. 345.-1995.- № 2.- C. 256-258. 126. Медведев В.С. О морфо- и литодинамических связях между береговой зоной и собственно шельфом в приливном море // Морфолитогенез и позднечетвертичная история прибрежно-шельфовых зон.- М., 1978.- C. 133-144. 127. Медведев В.С. О темпе абразии берегов Белого моря в голоцене // Литодинамика, литология и геоморфология шельфа.- М., 1976.- C. 130-142. 128. Медведев В.С., Потехина Е.М. Количественное распределение и особенности динамики взвеси в юго-восточной части Баренцева моря // Океанология.- 1986.- Т. XXVI.Вып. 4.- С. 639-645. 129. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей.- Новосибирск, 1995.- 195 с. 130. Мельников В.П., Спесивцев В.И., Куликов В.И. О струйной дегазации углеводородов как источнике новообразований льда на шельфе Печорского моря // Итоги фундаментальных исследований криосферы Земли в Арктике и Субарктике.- Новосибирск, 1997.- С. 259-269. 131. Методические рекомендации по проведению инженерно-геологических исследований при геологической съёмке шельфа.- СПб.: ВНИИОкеангеология, 1998.- 33 с. 132. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. Рифтогенез в подвижных поясах.- М.: Недра, 1987.- 297 с. 133. Миронов Е.У., Зубакин Г.К., Лебедев А.А., Тюряков А.Б. Особенности распространения ледяного покрова в Печорском море и оценка выноса карских льдов / Освоение шельфа арктических морей России: Тр.Третьей международной конф.;
Ч.2.- 1998.- C. 53-56. 134. Михайлов В.В. Устья рек России и сопредельных стран: прошлое, настоящее и будущее.- М.: ГЕОС, 1997.- 413 с. 135. Михайлов В.Н. Гидрология устьев рек.- М.: МГУ, 1998.- 176 с.
151 136. Многозональная аэрокосмическая съемка и ее использование при изучении природных ресурсов / Под ред. Ю.Ф. Книжникова. - М., 1976.- C. 147. 137. Морская геоморфология. Терминологический справочник. Береговая зона: процессы, понятия, определения / Науч. ред. В.П. Зенковича и Б.А. Попова. - М., 1980.- 280 с. 138. Мусатов Е.Е. Неотектоника Баренцево-Карского шельфа // Изв. вузов. Геология и разведка.- 1990.- № 5.- C. 20-27. 139. Мысливец В.И. Типы геоэкологических ситуаций и принципы их анализа // Экологогеоморфологические исследования.- М., 1995.- C. 69-86. 140. Неизвестнов Я.В., Соловьев В.А. Мерзлотно-гидрогеологические условия формирования отложений в пределах шельфов и палеошельфов Арктических морей // Основные проблемы палеогегорафии позднего кайнозоя Арктики.- Л., 1983.- C. 179-192. 141. Неизвестнов Я.В., Холмянский М.А. Геоэкология морского дна // Российская Арктика. Геологическая история. Минерагения. Геоэкология / Ред. Д.А. Додин, В.С. Сурков.- СПб., 2002.- С. 874-879. 142. Никифоров Л.Г. Структурная геоморфология морских побережий.- М.: Изд-во МГУ, 1977.- 173 с. 143. Никонов А.А. Вертикальные движения побережий полярных морей // Природа.1978.-№ 4.- C. 16-22. 144. Новиков В.Н., Федорова Е.В. Разрушение берегов в юго-восточной части Баренцева моря // Вестн. МГУ, Сер. географ.- 1989.- № 1.- C. 64-68. 145. Оберман Н.Г. Эколого-геологические карты Европейского Северо-Востока России масштаба 1 : 1000000 // Техногенная трансформация геологической среды: Материалы Международной научно-практической конференции (Россия, Екатеринбург, УГГА, 17-19 дек. 2002 г.).- Екатеринбург, 2002.- С. 182-184. 146. Объяснительная записка к Геокриологической карте СССР м-ба 1 : 2500000. М.: Издво МГУ, 1991.- 53 с. 147. Огородов С.А. Берега // Печорское море. Системные исследования.- М.: Изд-во МОРЕ, 2003а.- С. 39-52. 148. Огородов С.А. Морфодинамическое районирование береговой зоны Печорского моря // Геоморфология.-2003б.- № 1.- С. 72-79. 149. Огородов С.А. Функционирование береговых систем Печорского моря в условиях техногенного прессинга // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перегляциала: Кн. 2.- Апатиты, 2001.- С. 82-90.
152 150. Огородов С.А., Камалов А.М., Баурчулу Т.С., Ермолов А.А. Антропогенный фактор в развитии берегов Варандейского промышленного участка // Человечество и береговая зона Мирового океана.- М., 2001.- C. 416-422. 151. Огородов С.А., Полякова Е.И., Каплин П.А. Эволюция береговых баров Печорского моря // ДАН РФ. Сер. геогр.- 2003.- Т. 388.- № 3.- C. 392-394. 152. Онищенко С.В., Бондарев В.Н. Стратиграфия и палеогеографические особенности разрезов Печорского мелководья / Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей. М.: Наука, 1988. - С. 142-150. 153. Опыт системных океанологических исследований в Арктике.- М.: Научный Мир, 2001.- 644 с. 154. Павлидис Ю.А. Особенности распределения поверхностных осадков восточной части Баренцева моря // Океанология.- 1995.- Т. 35.- № 4.- С. 614-622. 155. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. Строение четвертичных отложений Баренцевоморского шельфа // Бюл. МОИП. Отд.геол. Н.С.- 1992.- Т. 67.- Вып. 5.C. 45-54. 156. Палеогеография Северной Евразии в позднем плейстоцене-голоцене и географический прогноз.- М.: Наука, 1978.- 76 с. 157. Печорское море. Системные исследования (гидрофизика, гидрология, оптика, биология, химия, геология, экология, социоэкономические проблемы).- М., 2003.- 502 с. 158. Победоносцев С.В., Розанов Л.Л. Современные вертикальные движения берегов Белого и Баренцева морей // Геоморфология.- 1971.- № 3.- C. 57-61. 159. Политова Н.В., Шевченко В.П., Айбулатов Н.А., Матюшенко В.А., Гордеев В.Ю. Исследование взвеси в прибрежных водах о. Вайгач // Поморье в Баренцрегионе. Экономика, экология, культура: Материалы Международной конференции.- Архангельск, 2000.- с. 181-182. 160. Полонский В.Ф. Распределение стока воды в устьевой области Печоры и тенденция его изменения // Тр. ГОИН.- 1984.- Вып. 172.- C. 96-110. 161. Попов А.И. Плейстоценовые отложения в нижнем течении Печоры //Кайнозойский покров Большеземельской тундры.- М., 1963.- C. 24-49. 162. Попов Б.А. Морфодинамический принцип анализа процесса формирования рельефа шельфа // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов.- М., 1985.- C. 153-162. 163. Попов Б.А. Принципы оценки устойчивости береговой зоны и дна моря // Исследования устойчивости геосистем Севера.- М., 1988.- С. 167- 153 164. Попов Б.А., Совершаев В.А. Методические аспекты ветроэнергетического расчета волновой энергии в мелководных водоемах // Тез. докл. Всесоюзн. науч.-тех. совещ. по динамике берегов водохранилищ, их охране и рациональному использованию.Черкассы, 1979.- C. 20-22. 165. Попов Б.А., Совершаев В.А. Некоторые черты динамики арктических берегов Азии / Вопросы географии. Вып. 119. Морские берега.- М., 1982.- C. 105-116. 166. Попов Б.А., Совершаев В.А. Принципы выделения динамических зон в области шельфа // Теоретические и методологические основы комплексного изучения и освоения шельфов. III симпозиум (6-8 дек. 1978 г.): Тез. докл. Л., 1978.- C. 116-119. 167. Попов Б.А., Совершаев В.А., Новиков В.Н., Бирюков В.Ю., Камалов А.М., Федорова Е.В. Береговая зона морей Печорско-Карского региона // Исследование устойчивости геосистем Севера - М., 1988.- C. 176-201. 168. Почвенно-геологические условия Нечерноземья.- М.: Изд-во МГУ, 1984.- 608 с. 169. Природные опасности России. Геокриологические опасности. Тематический том / Под ред. Л.С. Гарагуля, Э.Д. Ершова. - М.: Издательская фирма КРУК, 2000.- 316 с. 170. Природные условия Байдарацкой губы. Основные результаты исследований для строительства подводного перехода системы магистральных газопроводов ЯмаЦентр.- М.: ГЕОС, 1997.- 432 с. 171. Проблемы теоретической геоморфологии / Под ред. Л.Г. Никифорова, Ю.Г. Симонова.- М.: Изд-во МГУ, 1999.- 512 с. 172. Пыхов Н.В. Возникновение и движение на шельфе суспензионных потоков малой плотности // Литодинамика, литология и геоморфология шельфа.- М., 1976.- C. 36-52. 173. Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана.- М.: МГУ, 1997.- 307 с. 174. Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран.- М.: Наука, 1979.- 185 с. 175. Ревзон А.Л. Картографирование состояний геотехнических систем.- М.: Недра, 1992.223 с. 176. Региональная криолитология / Под ред. А.И. Попова.- М.: Изд-во МГУ, 1989.- 256 с. 177. Режимные сведения о волнении Баренцева, Норвежского и Гренландского морей.Мурманск: издание Мурманского УГМС, 1965.- 112 с. 178. Репкина Т.Ю. Морфолитодинамика юго-восточной части Баренцева моря - геоэкологические аспекты (по материалам космоаэросъемок) // Геология морей и океанов: Тез. докл. XIV Международной школы морской геологии.- Т. II.- М., 2001.- C 121-122.
154 179. Репкина Т.Ю., Калачев С.Н. Морфолитодинамические потоки на юго-западном побережье о. Сахалин: Тез. докл. XV Международной школы морской геологии.- Т. II.М., 2003.- C. 138-139. 180. Ресурсы поверхностных вод СССР. Гидрологическая изученность. Т.3. Северный край (по состоянию на 1 января 1963 г.).- Л.: Гидрометиздат, 1965.- 612 с. 181. Ресурсы поверхностных вод СССР. Основные гидрологические характеристики. Т.3. Северный край.- Л.: Гидрометиздат, 1972.- 664 с. 182. Ресурсы поверхностных вод СССР. Основные гидрологические характеристики. Т.3. Северный край за 1963-1971 гг.- Л.: Гидрометиздат, 1974.- 476 с. 183. Ресурсы поверхностных вод СССР. Основные гидрологические характеристики. Т.3. Северный край за 1971-1975 гг.- Л.: Гидрометиздат, 1979.- 432 с. 184. Рогозин Л.А., Бурова В.Н. Природные опасности и риск на морских побережьях России // Геология и полезные ископаемые шельфов России.- М., 2002.- С. 374-382. 185. Розенбаум Г.Э., Шполянская Н.А. Позднекайнозойская история криолитозоны Арктики и тенденции ее будущего развития.- М.: Научный мир, 2000.- 104 с. 186. Романенко Ф.А. Некоторые особенности строения и динамики рельефа побережий северного Таймыра // Динамика Арктических побережий России.- М., 1998.C.154-169. 187. Романкевич Е.А., Ветров А.А. Цикл углерода в арктических морях России.- М.: Наука, 2001.- 302 с. 188. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы.- М.: Изд-во МГУ, 1993.- 336 с. 189. Савельев Б.А. Строение, состав и свойства ледового покрова морских и пресных водоемов.- M.: Изд-во МГУ, 1963.- 541 стр. 190. Самойлов И.В. Устья рек.- М.: Изд-во географич. лит-ры., 1952.- 526 с. 191. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря.- Апатиты: КН - РАН, 1993.- 72 с. 192. Сафьянов Г.А. Береговая зона океана в XX веке.- М., 1978.- 263 с. 193. Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов.- М.: Изд-во МГУ, 1996.- 400 с. 194. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских берегов.- М.: Ин-т водн. проблем РАН, 1996.- 267 с. 195. Сенин Б.В. Особенности геологического строения западно-арктического шельфа Евразии (Баренцево и Карское моря): Дисс. в форме доклада Е д-ра г.-м.наук.- М., 1993.-82 с. 196. Симонов Ю.Г. Региональный геоморфологический анализ.- М., 1972, 176 с.
155 197. Симонов Ю.Г. Речные бассейны как сложные формы флювиального рельефа // Проблемы теоретической геоморфологии.- М., 1999.- C. 337-342. 198. Симонов Ю.Г., Конищев В.Н., Лукашев А.А., Мысливец В.И., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Учение о морфолитогенезе и его место в географической науке. Исторические аспекты // Вестн. Моск. ун-та.- Сер. 5. геогр.- 1998.- № 4.- С. 41-48. 199. Симонов Ю.Г., Лукашов А.А. Некоторые приемы и результаты анализа неотектонических структур юго-восточного Забайкалья // Зап геол. секции Вост.-Сиб. Отдела ВГО.- Чита, 1963.- Вып 21.-Т. 2.- C. 170-178. 200. Совершаев В.А. Принципы берегозащиты в условиях криолитозоны // Геоэкология севера. (Введение в геокриоэкологию).- М., 1992.- C. 246-250. 201. Совершаев В.А., Камалов А.М. Устойчивость морских берегов в криолитозоне // Геоэкология севера. (Введение в геокриоэкологию).- М., 1992.- С. 95-102. 202. Совершаев В.А., Огородов С.А., Камалов А.М. Техногенный фактор в развитии берегов Варандейского тпромышленного участка // Проблемы общей и прикладной геоэкологии Севера.- М., 2001.- С. 126-134. 203. Солнцев Н.А. Остров Колгуев (физико-географический очерк) // Ученые записки МГУ.- Сер. география.- 1938.- Вып. 14.- C. 203-269. 204. Солнцев Н.А. Современное побережье о. Колгуева // Ученые записки МГУ.- Сер. география.- 1937.- Вып. 16.- C. 63-73. 205. Соломатин В.И., Марахтанов В.П., Чигир В.Г. Проблемы экологической безопасности при индустриальном освоении криолитозоны // Динамика арктических побережий России.- М., 1998.- C. 234-248. 206. Суздальский О.В. Литодинамика мелководья Белого, Баренцева и Карского морей // Геология моря.- Л., 1974.- Вып.3.- C. 27-33. 207. Суздальский О.В., Куликов И.В. Ландшафтно-литодинамическая схема Печорской губы // Вопросы картирования прибрежного мелководья Баренцева и Белого морей.СПб., 1997.- C. 72-83. 208. Суздальский О.В., Николаев К.В., Герасимов И.Л. и др. Геоэкологическое картографирование прибрежных мелководий западно-арктических морей России // Концептуальные проблемы геоэкологического изучения шельфа.- СПб., 2000.- C. 56-62. 209. Танцюра А.И. О сезонных изменениях течений Баренцева моря // Труды ПИНРО.Вып. 34.- 1973.- С. 108-112. 210. Тарасов Г.А. Влияние эолового разноса на осадконакопление в Баренцевом море // ДАН СССР. Сер. геол.- 1979.- Т. 244.- № 3.- C. 728-731.
156 211. Тарасов Г.А. Количественная оценка терригенных включений морского льда в прибрежной зоне Баренцева моря // ДАН СССР. Сер.геол.- 1981.- Т. 256.- № 4.C. 936-939. 212. Тарасов Г.А. Особенности позднечетвертичной седиментации в Баренцевом море // Четвертичная палеоэкология и палеогеография Северных морей.- М., 1988.- С. 82-93. 213. Тарасов Г.А., Погодина И.А., Хасанкаев В.Б. и др. Процессы седиментации на гляциальных шельфах.- Апатиты: КН - РАН, 2000.- 473 с. 214. Тектоническая карта Баренцева моря и северной части Европейской России м-ба 1:2 500 000 (с объяснительной запиской). Ответственные редакторы Н.А.Богданов, В.Е. Хаин. Ин-т литосферы РАН.- М., 1996.- 94 с. 215. Филенко Р.А. Гидрологическое районирование Севера Европейской части СССР (Архангельская обл. и Коми АССР).- Л.: ЛГУ, 1974.- 223 с. 216. Хименков А.Н., Брушков А.В. Океанический криолитогенез.- М.: Наука, 2003.- 325 с. 217. Чахотин П.С., Лонгинов В.В., Медведев В.С. Песчаные гряды и волны на шельфе приливных морей // Океанология.- 1972.- Т. 12.- Вып. 3.- C. 457-469. 218. Шевченко В.П., Лисицын А.П., Кузнецов В.М.и др. Состав аэрозолей в приводном слое атмосферы над морями западного сектора Российской Арктики // Океанология.1999.- Т. 39.- № 1.- C.142-151. 219. Шевченко В.П., Лисицын А.П., Смирнов В.В. и др. Состав и потоки аэрозолей // Печорское море. Системные исследования.- М., 2003а.- С. 231-246. 220. Шевченко В.П., Политова Н.В., Айбулатов Н.А. и др. Водная взвесь и ее потоки // Печорское море. Системные исследования.- М., 2003б.- С. 247-262. 221. Шеко А.И., Круподеров В.С. Оценка опасности и риска экзогенных геологических процессов // Геоэкология.- 1994.- № 3.- С. 11-21. 222. Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое. Атлас палеогеографических карт. Т.1.- М.: ГИН РАН, РОБЕРТСОН ГРУП ПЛК, 1991.- 252 с. 223. Шипилов Э.В., Тарасов Г.А. Региональная геология нефтегазоносных осадочных бассейнов западно-арктического шельфа России.- Апатиты: КН - РАН, 1998.- 306 с. 224. Шубина Н.Г., Аристархова Л.Б. Методика восстановления УпервичногоФ тектонического рельефа по топографической карте // Вест. МГУ.- Сер геогр.- 1965.- № 2.C. 34-41. 225. Шуйский Ю. Д. Проблемы исследования баланса наносов в береговой зоне морей.Л.: Гидрометеоиздат, 1986.- 240 с.
157 226. Шур Ю.Л., Васильев А.А., Вейсман Л.И. и др. Новые результаты наблюдений за разрушением берегов в криолитозоне // Береговые процессы в криолитозоне / Под ред. Ф.Э.Арэ.- Новосиб., 1984.- C. 12-20. 227. Щербинин А.Д. Измеренные течения в проливе Карские Ворота //Опыт системных океанологических исследований в Арктике.- М., 2001.- C. 128-133. 228. Экосистемы, биоресурсы и антропогенное загрязнение Печорского моря.- Апатиты: КН - РАН, 1996.- 162 с. 229. Эпштейн О.Г. Геотехнические условия площадок бурения на нефть и газ на шельфе Баренцева и Карского морей. Часть 1. Баренцево море.- Рига: НИИМоргео, 1985.300 с. 230. Юдахин Ф.Н., Губайдуллин М.Г., Коробов В.Б. Экологические проблемы освоения нефтяных месторождений Севера Тимано-Печорской провинции.- Екатеринбург: Издво УрО РАН, 2002.- 313 с. 231. Gurevich V.I. Recent sedimentogenesis and environment on the Arctic shelf of Western Eurasia. Oslo, Norsk Polarinstitutt meddelelser nc. 131.- 1995.- 92 p.
4 Приложение Рис. 12. Орогидрографическая схема побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря. Масштаб 1 : 2 500 Приложение 2 Сводка сведений о режимных характеристиках гидрометеорологических параметров региона 5 Рис. 13. Распределение температур воздуха и воды, осадков и стока рек, типы питания рек Среднемноголетние значения в зимний и летний периоды: А, Б - температуры воздуха и воды на поверхностном горизонте;
В, Г - количества осадков и солености воды на поверхностном горизонте. Среднегодовые значения температуры воздуха и воды на придонном горизонте и амплитуды межсезонных и межгодовых колебаний температуры придонной воды (Д). Среднегодовое количество осадков (Е). Средняя максимальная высота снежного покрова и максимальные снегозапасы (Ж). Годовой сток и типы питания рек (З) (по: Атлас..., 1980, Атлас..., 1985, АтласЕ, 1997, Гаврилова, 1972, Гидрометеорология..., 1990, ВечнаяЕ, 2003, Жигарев, 1997, Мельников, Спесивцев, 1995) Условные обозначения: линии равных температур, оС: 1 - воздуха;
воды на горизонтах: 2 - поверхностном, 3 - придонном;
линии равных значений: 4 - количества осадков, мм;
5 - солености воды, %о;
амплитуд колебаний температуры воды на придонном горизонте, о С: 6 - межсезонных, 7 - с периодами в 10-12 лет/3 года/1 год;
8 - высоты снежного покрова, см;
9 - максимальных снегозапасов, мм слоя воды;
10 - годового стока рек (пунктиром показаны предполагаемые значения), мм;
11 - среднее многолетнее положение кромки льда в январе (А, В) и июле (Б, Г), 12 - среднегодовые температуры воздуха (по данным береговых метеостанций), 13 - границы и индексы областей различного типа питания рек, 14 - граница территории исследования, 15 - береговая линия Приложение 6 Рис. 14. Средние даты ряда гидрометеорологических явлений (по: Агроклиматический..., 1972, АтласЕ, 1985, АтласЕ, 1980, Гидрометеорология..., 1992, Ресурсы..., 1972, Данилов, Ефимкин, 1998) Образование (А) и разрушение (Б) устойчивого ледового и снежного покрова. Начало (В) ледостава на реках и образования устойчивого припая на акватории и их разрушение (Г). Начало и окончание половодья (Г). Начало и окончание безморозного периода (В, Г). Средняя многолетняя продолжительность ледового периода на акватории и реках и безморозного периода на суше (Д) Условные обозначения: изохроны: образования: 1 - устойчивого ледового покрова на акватории, 2 - устойчивого снежного покрова;
таяния: 3 - устойчивого ледового покрова на акватории, 4 - устойчивого снежного покрова;
начала: 5 - осеннего ледохода (шугохода) на реках, 6 - ледостава на реках, 7 - вскрытия рек;
8 - половодья;
9 - безморозного периода;
окончания: 10 - половодья;
11 - безморозного периода;
средние даты: 12 - начала образования устойчивого припая, 13 - окончательного разрушения припая;
среднемноголетняя продолжительность: 14 Цледового периода на акватории и реках, месяцы, 15 - блокировки берега припаем, месяцы;
16 - безморозного периода, дни;
17 - граница территории исследования, 18 - береговая линия 7 Приложение 2 Таблица 17 Расчетное распределение сезонного стока рек (в % от годового) (по: Ресурсы..., 1972, Михайлов, 1997) Водность года1* Средний Многоводный Средний Маловодный Очень маловодный Многоводный Средний Маловодный Очень маловодный Сезонный сток Весна (V-VII) Лето-осень (VIII-XI) р. Печора 67,4 24,2 прочие равнинные реки 75,3 22,0 77,6 20,1 79,9 18,2 83,2 15,4 горные реки 58,4 35,3 61,8 32,3 65,4 29,1 70,2 24,9 Зима (XII-IV) 8,4 2,7 2,3 1,9 1,4 6,3 5,9 5,5 4, Таблица 18 Величины сезонных колебаний уровня рек, м (по: Ресурсы..., 1972) Реки с различной площадью водосбора малые реки Подъем уровня, обусловленный Колебания уровня, вызванные сгонносуточным хоизменеприливноподпонагондом темпераниями отливнызаторами ром леными туры воздуха стока поми явлельда дового явленияи солнечной ловодье и ниями покрова ми радиации паводки Весеннее половодье 1,5-2,5 3,5-7,0 до 8,0-10,0 5,0-6,0 до 6,0-7,0 0,3-0,5 до более 1,5 0,5 до более 1,5 до 0,5-1,5 до 1,5-3,0 0,1-0,2 до более 3,0 0,2-0,5 до 2,0-5,0 от 0 до 0,2-0,5 0,5-0,6 - 1,0 до 1,0-1,5 до 1,2-3, (<300 км2) р. Печора (устье) средние реки Летне-осенняя межень малые реки (<300 км2) средние реки р. Печора малые реки до 2,0-5,0 0,5-0,6 - 1, до 1,2-3,4 до 1,0-1, Зимняя межень (<300 км2) средние реки р. Печора 0,3-0,5 до более 1,0 до 2,0-5,0 0,5-0,6 - 1, до 1,2-3,4 до 1,0-1, Водность года определена, исходя из обеспеченности годового стока: многоводный - годовой сток 25% обеспеченности, средний - 50%, маловодный - 75%, очень маловодный - 95% Приложение 8 Рис. 15. Характеристики режима ветра и волнения Повторяемость направлений и средняя скорость ветра по направлениям (А - Г), повторяемость и продолжительность (Д - Ж) скорости ветра более 15 м/с. Дефляционный потенциал ветра (3). Наибольшая скорость ветра, возможная 1 раз в 1 год (И) и в 50 лет (К). Параметры волн 1%-ой режимной обеспеченности в зимний (Л), осенний (М) и летний (Н) периоды (по: АтласЕ, 1985, АтласЕ, 1980, Гидрометеорология..., 1990, ПриродныеЕ, 2000) Условные обозначения: 1 - повторяемость и средняя скорость ветра по направлениям: длина луча - повторяемость ветра данного направления в указанном масштабе, % (цифры - средняя скорость ветра, м/с);
2 Цлинии равной повторяемости скорости ветра более 15 м/с, %;
средняя продолжительность ветра более 15 м/с, часы: 3 - по направлениям, 4 - с учетом всех направлений;
5 - изолинии дефляционного потенциала ветра при пороговой скорости 11 м/с;
наибольшая скорость ветра, м/с: 6 - по направлениям, 7 - с учетом всех направлений;
характеристики волн 1% режимной обеспеченности: 8 - линии равных величин высоты (h3%) волн, м;
9 - линии равных величин среднего периода волн;
10 - положение точек расчета параметров волнения;
11 - среднемноголетнее положение кромки льда в соответствующие месяцы, 12 - минимальное положения кромки льда в зимний сезон;
13 - граница территории исследования, 14 - береговая линия Приложение 9 Рис. 16. Положение водных масс зимой и летом на горизонтах 0, 50 и 200 м (А-Д), климатических фронтальных зон в зимний период (Е) и характерные глубины залегания термоклина (м) в период наибольшего развития квазиоднородного слоя (Ж) (по: Атлас.., 1980, Добровольский, Залогин, 1982, Гидрометеорология..., 1990, Гидрометеорологические..., 1985) Условные обозначения: 1- границы и номера водных масс: 1а - атлантическая основная, 1б - атлантическая трансформированная, 2а - мурманская прибрежная, 2б - беломорская прибрежная, 2в - печорская прибрежная, 2г - новоземельская прибрежная, 3 - баренцевоморская;
положение фронтальных зон в холодную половину года: 2 - термохалинных, 3 - соленостных;
4 - знак T, S корреляции на данном участке фронтальной зоны;
5- геострофические струйные течения;
6 - участки наиболее интенсивных струйных течений;
7 - границы районов с различной глубиной залегания термоклина, 8 - изобаты через 50 м;
9 - граница территории исследования, 10 - береговая линия Приложение 10 Рис. 17. Уровень моря и течения (по: АтласЕ, 1980, Гидрометеорология..., 1990, Gurevich,.1995, Бондарев и др., 1986) А - характер приливов и их наибольшая величина, возможная по астрономическим причинам;
Б - непериодические колебания уровня, возможные 1 раз в 50 лет;
В - преобладающие приливные течения;
Г - преобладающие поверхностные течения;
расчетные скорости суммарных течений: Д - средние в поверхностном горизонте (без учета дрейфовой составляющей), Е - максимальные в придонном горизонте Условные обозначения: характер приливов: 1 - полусуточный, 2 - неправильный полусуточный, 3 - полусуточный мелководный;
наибольшая величина прилива, м: 4 - линии равной величины прилива, 5 - величина прилива у побережья;
6 - изолинии величины непериодических колебаний уровня повторяемостью 1 раз в 50 лет, м;
7 - направления и скорость приливных (а) и отливных (б) течений (цифра, м/с);
8 - границы зон приливных течений (римские цифры) и их генеральные направление в пределах зоны;
9 - преобладающие поверхностные течения (1- Мурманское прибрежное, 2 - Канинское, 3 - Колгуево-Печорское, 4 - Новоземельское, 5 - Беломорское стоковое, 6 - Печорское стоковое, 7 - Литке);
направления и скорость (м/с) преобладающих поверхностных течений (длина стрелки соответствует устойчивости течения): 10 - менее 0,1, 11 - 0,15-0,25, 12 - 0,3-0,5, 13 - 0,6-1,0, 14 - более 1,0;
15 - положение фронтальной зоны;
16 - линии равных расчетных скоростей течений, м/с;
17 - изобаты 50, 100, 200 и 300 м, 18 - граница территории исследования, 19 - береговая линия Приложение 2 Таблица 19 Характерные величины колебаний уровня моря в различных районах акватории, см (по: Гидрометеорология..., 1990, Печорское..., 2003) Приливно-отливные Сезонные средних месячных уровней максимально возможные по астрономическим причинам 70-330 300-330 130-300 190 131-170 70-98 81-98 70-89 60-62 Сгонно-нагонные, максимальные (числитель - нагоны, знаменатель - сгоны) рассчитанные, повторяемостью 1 раз в n лет 1 20-30/10-40 50 60-230/45-130 Суммарные, максимальные, по данным с 1950 по 1980 гг. РассчитанНаблю- ные, повтоденные ряемостью 1 раз в n лет 50 100 374 351 295 190 433 406 327 208 Район квадратурные средние сизигийные Побережье Печорского моря в целом П-ов Канин, северное побережье Тиманский берег О. Колгуев Печорская губа Новоземельские проливы Пролив Югорский Шар Пролив Карские Ворота О. Южный 25-42 25-42 25-42 25-42 19-38 24-35 24-35 24-35 18- 19-122 103-122 19-63 55-67 52-86 20-35 24-35 20-28 15- 35-188 146-188 35-89 78-99 71-105 36-50 43-50 36-44 44-244 182-244 47-113 98-126 88-123 44-63 56-63 44-60 36- 436 Приложение 12 Рис. 18. Ледовые параметры и явления региона (по: Гидрометеорология..., 1990, Атлас..., 1980, Зубакин и др., 1998, Данилов, Ефимкин, 1998 и другим работам) Среднее многолетнее положение кромок льда, цифра - месяц: А - с апреля по август, Б - с сентября по апрель;
В-Е - предполагаемые направления результирующего дрейфа льда по сезонам и положение кромки льда различной вероятности в центральные месяцы календарных сезонов (В - апрель, Д - июль, Г - октябрь, Е - январь);
Ж - среднее распределение однолетних толстых (карских) льдов и положение кромки припая в первой декаде июня, распределение наблюденного числа айсбергов и места и даты встречи айсбергов;
З - районирование Печорского моря по условиям дрейфа льда Условные обозначения: 1 - среднее многолетнее положение кромок льда (цифра - месяц), 2 - линии равной вероятности положения кромки льда, %;
3 - предполагаемые направления результирующего дрейфа льда;
4 - средняя сплоченность (по 10-бальной шкале) однолетних карских льдов в первой декаде июня по данным за 1965-95 г.г., 5 - среднее положение кромки припая в первой декаде июня;
6 - количество айсбергов в квадрате за весь период наблюдения;
7 - место и даты встречи айсбергов;
8 - границы и номера районов Печорского моря, различающихся по условиям дрейфа льда;
9 - граница территории исследования, 10 - береговая линия 13 Приложение 2 Таблица 20 Ледовые параметры и явления Печорского моря (по: Данилов, Ефимкин, 1998, Гудошников и др., 1998, Миронов и др., 1998, Зубакин и др., 1998) Параметры и явления Дрейфующий лед 1. Ширина (км) 2. Сплоченность в годы со средней ледовитостью (баллы) декабрь-март 9-10 апрель-май 7-8 - 9-10 июнь 1-3 - 4-6 3. Толщина ровного льда (см) 3.1. В период максимальной ледовитости 70-80/145 средняя/максимальная 3.2. В течение ледового периода: минимальная 1-22 средняя 30-79 максимальная 63-145 размах 62-141 3.3. Максимально возможная: 1 раз в 50 лет 138 1 раз в 100 лет 145 60-90 4. Торосистость (%) 40 5. Толщина снега на льду (см) 6. Размер ледяных полей (км) средний 1,4 максимальный 17,5 1% обеспеченности 15 7. Торосы и стамухи 7.1. Высота паруса торосов (м) 1,4 7.2. Осадка киля (м) 3,7/8,2 средняя/максимальная 7.3. Частота торосов на 1 км профиля 8 8. Дрейф льда 8.1. Средняя скорость (м/с) 0,05 и направление генерального дрейфа СВ 8.2. Скорость суммарного дрейфа (м/с) 0,2-0,3/0,52-0,83/1,42 средняя/максимальная наблюденная/максимально возможная 8.3. Скорость приливного дрейфа (м/с) минимальная 0,1-0,3 средняя 0,4-0,5 максимальная 0,6-0,7 Припай 3-15 110/ 50-77 78-108 108-158 47-83 164-183 174-198 40-60 Приложение Рис. 19. Карта морфоструктурного районирования побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря. Масштаб 1 : 1 000 000 Составили И.Г. Авенариус, Т.Ю. Репкина Условные обозначения: морфоструктурные элементы, соответствующие новейшим тектоническим структурам разной активности, испытавшие в новейшее время: 1-8 - поднятия, 9-17 - опускания различной интенсивности (цифры - условные баллы оценки относительной интенсивности движений);
морфолинеаменты различной активности в новейшее время: 18 - наиболее активные, 19 - умеренно активные, 20 - слабо активные;
ограничивающие морфоструктурные: 21 - области, 22 - районы, 23 - подрайоны, 24 - прочие;
морфоструктурные лузлы: 25 - первого порядка, 26 - второго порядка;
элементы морфоструктурного районирования: 1 - Канинская область: районы: 1.1. - Западный, 1.2 - Восточный;
2 - Новоземельско-Пайхойская область: районы: 2.1. - Новоземельский, 2.2. - Вайгачский, 2.3. - Приновоземельский Западный, 2.4. - Привайгачский Западный, 2.5. - Приновоземельский Восточный, 2.7. - Привайгачский Восточный;
3 - Баренцевоморская область: районы: 3.1. - Надеждинская ступень, 3.2. - Юго-Восточное поднятие, 3.3. - Куренцовская ступень;
4 Печорская область: районы: 4.1. - Печорский, 4.2. - Печороморский;
5 - Карская область;
27 - береговая линия т С. 1. 1 А к з и Н 1. н т к у р о г б у С.
р я ь г, у н е д о т н о з и н о и ы н ь л а а ц е е ы 2. у е т и м р о ф с в з о В г р у т к х е ы н а в о ы н е ш а е ы в я г т н б д о м и р п е и н в а р х е у,. р о ы л п в т с щ н ы н е о х д ы щ : а н м ш р е в и и м а н а т е м и р о ф с а т е м о е ч и ф р о р ы н а в е ч и ф с х и к е с м р о п х и к г и г и р е т у в т с е щ х а д о р н н р а к о е : а о к у р т с б ы т а ы т а н о б р я г о н х р п х д р о п д е ы в о, х а,а х р е п р е п ) б ) б о в а о в а к х т ы р к х т ы р м в о н м в о н с с о м о л а м и н ч с е и л н а ч с е г п г п ч м н щ ч м ы н щ и х т у с и х ы т у с р м о х е р м о л х и г ы н а ч с п и л г ы н а ч с е п у у о ы л х m g т,о m g х ы т,л I I н е ж о л т н е ж о л т I ) ? ( g I ) ? ( g : й и :и й г у с и г у с и п и р е р е п т т л ы т с н и л ы т с н и х р к о е х р к о е г г н и х ж л т о х ж л т о м н б р а м н б р а к о к е g й и н е g й и н ч м ы р о ч м ы р о щ п х щ п х т т н I ) ? ( g m I ) ? ( g m в м о л е с х в м о л е с х а д а д, р, р в н с о к у р т в н с о к у р т и л м д я р г о н и л м д я р г о н х т с е ы в х т с е ы в о и о и б А. 2 б А. р н о и з а р н а и м р о в з о В 1.ф и м ф с 1.с ы е р ы н а в о р ы н е ш а в о е м и р п е и н в а р м п в т с е у,щ ы н в т с е щ,у е : а о н е : а о н с а р а р с и р е и е т т н д о п е и н о п е и д к к г г о з е н д о е н д з т б р а т б р а о т с й е л п о т с й е л п р р х ы н х ы н о ы в н е ц ы в о н е ц р р д д е у т с л о п е л о п у т с а н х а н х е ы т ч л к а н о г е л к а н о г ы т ч и с й и с й з з е е ы н д р о д р о ы н х п х п 2 и р е з Н е 2. 2. и м р о ф с т т и м р о ф с к е к е г г р ы н а в о р ы н а в о т н о б а т н о б а ы в е м и р п е м и р п р о р о п х ы н п х ы н,, у в т с е щ у в т с е щ р, х р, х д д е : а о н е : а о н и е н и е н а а о г н д е р с о г н д е р с о н о н е ц л е ц л б А. е т р 1. н о и з а в з о В м ф с г е ы н е ш о р м у к а ы н в а н о б е и н в а р у е в и т я л м р п и х ы н у е ы, в т с щ н г и р е а о н н р о п х ы :
х а д о а р с н о п и д е о е н д з о т с й е л п о ы в н е ц е т С. 1. 1 А к з и Н 1. н т к у р о г б у С.
р я ь г, у н е д о т н о з и н о и ы н ь л а а ц е е ы 2. у е т и м р о ф с в з о В г р у т к х е ы н а в о ы н е ш а е ы в я г т н б д о м и р п е и н в а р х е у,. р о ы л п в т с щ н ы н е о х д ы щ : а н м ш р е в и и м а н и р о ф с а т е м о р ы н а в е ч и ф е с м р о п х и к г и у в т с е щ х а д о р н е : а о к у р т с б ы т а р я г о н х р п д е ы в о а, х р е п ) б о в а к х т ы р м в о н с о м и л н а ч с е г п ч м н щ и х ы т у с р м о х и л г ы н а ч с е п у о m g х ы т,л I н е ж о л т I ) ? ( g и : й г у с и п и р е т л ы т с н и х р к о е г н и х ж л т о м н б р а о к е g й и н ч м ы р о щ п х т н I ) ? ( g m в м о л е с х а д, р в н с о к у р т и л м д я р г о н х т с е ы в о и б А. р н о и з а и м р о ф с в з о 1.В ы е ы н е ш р ы н а в о е и н в а р е м и р п ы у в т с е щ,н е : а о н с а р и р е т н д о п е и к г о з е н д т б р а о т с й е л п р х ы н о ы в н е ц р д е у т с л о п а н х е ы т ч л к а н о г и с й з е ы н д р о х п и р е м з и Н 2. т и м р о ф с к е е р ы н г р ы н а в о т н о б а ы и н в а е м и р п р о п х ы н, у в т с е щ р, х д е : а о н и е н а о г н д е р с о н е ц л б А. е т р 1. н о и з а в з о В м ф с г е ы н е ш о р м у к а ы н в а н о б е и н в а р у е в и т я л м р п и х ы н у е ы, в т с щ н г и р е а о н н р о п х ы :
х а д о а р с н о п и д е о е н д з о т с й е л п о ы в н е ц е Приложение т С. 1. 1 А к з и Н 1. н т к у р о г б у С.
р я ь г, у н е д о т н о з и н о и ы н ь л а а ц е е ы 2. у е т и м р о ф с в з о В г р у т к х е ы н а в о ы н е ш а е ы в я г т н б д о м и р п е и н в а р х е у,. р о ы л п в т с щ н ы н е о х д ы щ : а н м ш р е в и и м а н а т е м и р о ф с а т е м о е ч и ф р о р ы н а в е ч и ф с х и к е с м р о п х и к г и г и р е т у в т с е щ х а д о р н н р а к о е : а о к у р т с б ы т а ы т а н о б р я г о н х р п х д р о п д е ы в о, х а,а х р е п р е п ) б ) б о в а о в а к х т ы р к х т ы р м в о н м в о н с с о м о л а м и н ч с е и л н а ч с е г п г п ч м н щ ч м ы н щ и х т у с и х ы т у с р м о х е р м о л х и г ы н а ч с п и л г ы н а ч с е п у у о ы л х m g т,о m g х ы т,л I I н е ж о л т н е ж о л т I ) ? ( g I ) ? ( g : й и :и й г у с и г у с и п и р е р е п т т л ы т с н и л ы т с н и х р к о е х р к о е г г н и х ж л т о х ж л т о м н б р а м н б р а к о к е g й и н е g й и н ч м ы р о ч м ы р о щ п х щ п х т т н I ) ? ( g m I ) ? ( g m в м о л е с х в м о л е с х а д а д, р, р в н с о к у р т в н с о к у р т и л м д я р г о н и л м д я р г о н х т с е ы в х т с е ы в о и о и б А. 2 б А. р н о и з а р н а и м р о в з о В 1.ф и м ф с 1.с ы е р ы н а в о р ы н е ш а в о е м и р п е и н в а р м п в т с е у,щ ы н в т с е щ,у е : а о н е : а о н с а р а р с и р е и е т т н д о п е и н о п е и д к к г г о з е н д о е н д з т б р а т б р а о т с й е л п о т с й е л п р р х ы н х ы н о ы в н е ц ы в о н е ц р р д д е у т с л о п е л о п у т с а н х а н х е ы т ч л к а н о г е л к а н о г ы т ч и с й и с й з з е е ы н д р о д р о ы н х п х п 2 и р е з Н е 2. 2. и м р о ф с т т и м р о ф с к е к е г г р ы н а в о р ы н а в о т н о б а т н о б а ы в е м и р п е м и р п р о р о п х ы н п х ы н,, у в т с е щ у в т с е щ р, х р, х д д е : а о н е : а о н и е н и е н а а о г н д е р с о г н д е р с о н о н е ц л е ц л б А. е т р 1. н о и з а в з о В м ф с г е ы н е ш о р м у к а ы н в а н о б е и н в а р у е в и т я л м р п и х ы н у е ы, в т с щ н г и р е а о н н р о п х ы :
х а д о а р с н о п и д е о е н д з о т с й е л п о ы в н е ц е Рис. 20. Геоморфологическая карта побережья и шельфа юго-восточной части Баренцева моря. Масштаб 1 : 1 000 000. Условные обозначения. Лист 2 Составили И.Г. Авенариус, Т.Ю. Репкина Приложение Примеры геоморфологического, морфоструктурного и морфолитодинамического дешифрирования материалов дистанционного зондирования А 4 2 2 2 3 1 Б 5 7 11 13 11 13 10 6 9 8 Рис. 21. Фрагменты космических снимков полуострова Канин (А) и о. Южный (Б) На снимке А дешифрируется структурно-денудационная возвышенная равнина (1), сформированная на осевой части активно поднимавшегося в новейшее время Канинского кряжа, отделенная от смежных территорий четкими линейными уступами (пунктирные линии) - более крутым юго-западным и более пологим северо-восточным. К уступам примыкают возвышенные эрозионно-денудационные равнины (2), рисунок эрозионного расчленения которых из-за малой мощности рыхлых отложений не похож на аналогичный рисунок Печорских и Колгуевских возвышенных равнин. Для участков новейших поднятий (Канинский кряж и возвышенные равнины) характерны абразионные и термоабразионные берега, к областям новейших погружений приурочены ареалы современной аккумуляции. В устье р. Месна дешифрируется обширная дельта (3), а на юго-западном побережье полуострова - Канинские Кошки (4) - бары, сформированные преимущественно поперечными потоками наносов. На снимке Б дешифрируются: низкогорья: с платообразными вершинами (5) и структурно-грядовые (6), морские абразионные (7, 8), абразионно-аккумулятивные (9, 10, 11, 12) и аккумулятивные (13) террасы различного возраста: ранние поздненеоплейстоценовые (7, 9), средние поздненеоплейстоценовые (8, 10) и голоценовые (11, 12, 13). Выделяются многочисленные линеаменты, выраженные в рельефе линейными водотоками и уступами. Наиболее крупные из них показаны пунктирными линиями. На акватории отдельные линеаменты дешифрируются по рисунку в ледяном покрове. Отчетливо видна сложная картина чередования поднятых (острова и полуострова) и опущенных (фиарды, проливы) новейших морфоструктур в районе пролива Костин Шар. Снимок сделан в конце весны - начале лета после снеготаяния. Снежный покров сохранился лишь на наиболее возвышенных участках о. Южный и в долинах рек, а припайные льды - в значительно расчлененном проливе Костин Шар и фиардовых заливах южной оконечности острова. На открытой акватории вдоль побережья острова прослеживается полоса разреженных дрейфующих льдов, принесенных, вероятно, из Карского моря. Распределение льдин, подчеркивает приуроченность на поверхностных горизонтах основных струй течения Литке к восточному крутому склону Южно-Новоземельского желоба 19 Приложение 5 А Б 6 2 3 2 Рис. 22. Фрагменты космических снимков о. Вайгач и района Хайпудырской губы Снимок А сделан в конце зимы - начале весны, снимок Б - в конце весны - начале лета. На о. Вайгач по характерному полосчатому рисунку, свидетельствуюшему о малой мощности рыхлых отложений дешифрируются разные варианты структурно-денудационных грядовых равнин (1) и абразионных и абразионно-аккумулятивных морских террас. В пределах Печорской низменности дешифрируются: возвышенные эрозионно-денудационные равнины (2) со значительным термоэрозионным расчленением, прибрежные аллювиально-озерные (3), аллювиально-морские субаэральные (4) и подводные (5) равнины. На акватории видны проливные дельты (6) и подводные береговые валы (7). По рисунку в ледовом покрове выделяются отдельные линеаменты (пунктирные линии). На обоих снимках видны основные направления перемещения наносов на акватории вблизи берега (стрелки). На снимке Б хорошо видно распространение взвеси (светлый фототон). На светлом фототоне, интенсивность которого отражает плотность взвеси, прослеживаются подводные каналы стока (более темные полосы). Хорошо видна асинхронность процессов на суше и акватории различных районов. На снимке А на акватории стоит припай, на озерах - ледовый покров. Большеземельская тундра свободна от снега. Такое соотношение сроков ледовых и снежных явлений в Большеземельской тундре может приводить к попаданию на припай материала от начинающегося термоденудационного и термоэрозионного разрушения береговых уступов и прибровочных участков террас. На снимке Б в замкнутых и полузамкнутых заливах о. Вайгач сохранились припайные, а в районе пролива Югорский Шар дрейфующие льды. Восточная часть побережья Большеземельской тундры уже свободна ото льда. На суше в понижениях рельефа здесь еще остались фрагменты снежного покрова. В устьях рек дешифрируется активный вынос взвеси с водами половодья. В кутовой части Хайпудырской губы разгрузка взеси происходит в условиях неполного очищения от припайных льдов 20 Приложение 5 А Б 10 11 Рис. 23. Космические снимки Печорского побережья в районе косы Русский Заворот, спектральные диапазоны 0,70 - 0,80 мкм (А) и 0,50 - 0,60 мкм (Б), поздняя весна - начало лета Вариант А более информативен для дешифрирования суши, вариант Б - для зоны мелководья. На суше выделяются равнины: возвышенные эрозионно-денудационные (1);
аллювиально-озерные: конца позднего неоплейстоцена - начала голоцена (2), раннеголоценовые с многочисленными крупными озерами (3);
Pages: | 1 | 2 | 3 | 4 | Книги, научные публикации