Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Изученность проблемы и исходные материалы
1.1 Северное побережье Самбийского полуострова как абразионно-бухтовый тип берега 9
1.2 Основные представления о динамике рельефа береговой зоны абразионно-бухтового берега 12
1.3 Изученность береговой зоны северного побережья Самбийского полуострова 18
1.4 Район исследования и исходные материалы 26
Глава 2. Природные условия и факторы рельефообразования береговой зоны северного побережья Самбийского полуострова
2.1 Самбийский выступ в свете геологической истории 30
2.2 Структурно- геологическое строение и рельеф надводной части береговой зоны 33
2.3 Геологическое строение и рельеф подводного берегового склона 44
2.4 Ветроволновой режим 52
Глава 3. Методические приёмы исследования
3.1 Обоснование выбора методических приёмов 59
3.2 Теоретические аспекты условия равновесия подводного берегового склона 61
3.3 Расчёт профиля равновесия и верификация полученных моделей 65
3.4 Переход от профильной задачи к плановой и интерпретация полученных результатов 73
Глава 4. Крупномасштабное районирование берегов северного побережья Самбийского полуострова
4.1 Существующие подходы 87
4.2 Выделение береговых участков преобладания размыва или аккумуляции 89
Глава 5. Особенности аккумулятивного рельефообразования при усилении волнения и возникновение зон размыва
5.1 Перемещение наносов и формирование рельефа в различные фазы шторма и при волнениях разной интенсивности 109
5.2 О причинах появления участков размыва в пределах аккумулятивных зон 115
Выводы 125
Приложения 130
Список литературы 149
- Изученность береговой зоны северного побережья Самбийского полуострова
- Ветроволновой режим
- Переход от профильной задачи к плановой и интерпретация полученных результатов
- О причинах появления участков размыва в пределах аккумулятивных зон
Введение к работе
Актуальность темы. Берега северного побережья Самбийского полуострова относятся к абразионно-бухтовому типу и в настоящее время, практически на всём своём протяжении, подвержены волновому размыву, что в современных условиях отрицательно сказывается на береговой инфраструктуре. Средняя скорость отступания берега, по данным разных исследователей, составляет 0.5-0.7 метров в год.
На северном побережье Самбийского п-ова проблема защиты абрадируемых берегов от прогрессирующего волнового воздействия была актуальной в течение всего периода хозяйственного освоения. Наиболее эффективной защитой берега от абразии является достаточно широкий пляж. Планирование берегозащитных мероприятий, в том числе создание и поддержание пляжей, должно опираться на закономерности перемещения прибрежно-морских наносов в береговой зоне. На данный момент, некоторые аспекты, касающиеся литодинамического режима побережья, остаются малоисследованными или представления и суждения по ряду вопросов оказываются спорными. За период инструментальных наблюдений накоплено значительное количество результатов промерных работ, что даёт возможность путём обобщения имеющихся данных, а так же посредством синтеза доступных методических приёмов, охарактеризовать литодинамическии режим исследуемого участка побережья и обозначить некоторые характерные особенности развития рельефа абразионно-бухтового берега.
Цель работы - исследовать основные закономерности и особенности литодинамики береговой зоны северного побережья Самбийского полуострова. Для достижения основной цели потребовалось решить следующие задачи:
1. Проанализировать научные представления о динамике абразионно-бухтового берега и оценить степень изученности береговой зоны северного побережья Самбийского п-ова;
Выделить природные условия и факторы, отвечающие за направленность рельефообразующих процессов в пределах исследуемого участка побережья;
Рассчитать профили динамического равновесия, характеризующие берег, как в масштабе времени отдельных штормовых событий, так и в долгосрочной перспективе, когда определяющую роль играет волновой климат данного побережья;
Разработать методический подход к анализу рельефа подводного берегового склона, в основе которого лежит сравнение фактического профиля дна с теоретическим профилем равновесия и получение числового морфометрического показателя;
Провести районирование береговой зоны относительно преобладания абразионных и аккумулятивных процессов на подводном береговом склоне и соотнести полученные результаты с интенсивностью аккумулятивных процессов на берегу;
Обозначить тенденции переформирования аккумулятивного рельефа как при прохождении экстремальных штормов, так и при снижении волновой активности.
Научная новизна работы:
Разработан методический подход, основу которого составляет получение площадных характеристик рельефа подводного берегового склона, отражающих положение измеренного рельефа относительно расчётного профиля равновесия, что позволяет оценивать литодинамический режим береговой зоны с позиций морфометрического анализа;
Проведено районирование подводного берегового склона исследуемого участка по признаку преобладания аккумулятивных или абразионных процессов;
Выявлены причины возникновения дефицита наносов на локальных участках в пределах зон преобладания аккумулятивных процессов.
Защищаемые положения:
Первоначальную оценку лито динамических процессов на подводном береговом склоне целесообразно осуществлять с помощью предложенного методического подхода, основанного на анализе подводного рельефа с точки зрения его соответствия условиям равновесия, и позволяющего разграничить зоны размыва и аккумуляции вдоль исследуемого побережья.
В пределах исследуемого побережья выделяются устойчивые в пространстве и во времени участки, характеризующиеся тенденцией либо к аккумуляции, либо к размыву.
В пределах аккумулятивных участков, при прохождении волнений максимальной силы, возникают очаги дефицита наносов, которые в дальнейшем обусловливают локальные размывы при более слабых штормах.
Исходные материалы и состав исследований. Использовались материалы полевых исследований, полученных в рамках производственных практик МГУ им. М.В.Ломоносова в 2003 и 2004 гг. и самостоятельных экспедиций в 2007, 2008 и 2010 гг. В процессе полевых работ составлено геоморфологическое описание всех участков северного побережья Самбийского п-ова от мыса Таран до м.Гвардейский. Осуществлён фотомониторинг с GPS привязкой точек съёмки всех ключевых участков надводной части береговой зоны. Расчётная часть работы опирается на промеры глубин, представленные в виде схем изобат дна, а также в виде отдельных профилей подводного берегового склона. Проведён анализ промеров за 1974, 1982, 1987, и 2008 гг. Разработан методический приём получения морфометрического показателя, характеризующего рельеф дна, и его интерпретации с точки зрения лито динамики. По ходу исследования получена функция годовой режимной обеспеченности высот волн на основе многолетних данных наблюдений на ГМС г.Светлогорск.
Практическая значимость исследования. На основе полученных результатов установлены закономерности рельефообразования как для
береговой зоны северного побережья Самбийского п-ова, так и для целого ряда абразионно-бухтовых берегов со сходными природными условиями. Предлагаемый подход к анализу рельефа берегового склона позволяет, посредством обработки минимального набора исходных данных, получать информацию о направленности литодинамических процессов, что является важным шагом к созданию управляющих береговых моделей.
Личный вклад автора в работу состоит в определении научной концепции исследований, участии в полевых работах, обработке и обобщении результатов полевых и аналитических исследований, а так же разработке авторских методических приёмов. Основные научные выводы принадлежат автору.
Апробация работы. Результаты исследований доложены на XXI Международной береговой конференции: «Прибрежная зона моря: морфо динамика и геоэкология» (Светлогорск, 2004); на Международной конференции в честь 100-летия со дня рождения профессора В.В.Лонгинова «Литодинамика донной контактной зоны океана» (Москва, 2009); на XXIII Международной береговой конференции, посвященной 100-летию со дня рождения профессора В.П.Зенковича «Учение о развитии морских берегов: вековые традиции и идеи современности» (Санкт-Петербург, 2010); на 2-й международной конференции «Создание и использование искусственных земельных участков на берегах и акватории водных объектов» (Новосибирск, 2011).
Публикации. По теме диссертации опубликовано 5 печатных работ, в том числе 1 статья в реферируемом журнале, рекомендованном ВАК.
Структура и объём работы. Диссертационная работа выполнена на кафедре геоморфологии и палеогеографии Географического факультета МГУ имени М.В.Ломоносова. Работа состоит из пяти глав, введения, заключения, приложений и списка литературы (128 наименований). Основной текст работы изложен на 140 страницах текста и включает 69 рисунков и 1 таблицу. Блок приложений (19 страниц) включает 12 рисунков и 3 таблицы.
Автор выражает искреннюю признательность научному руководителю д.г.н. Л.А.Жиндареву за всестороннюю поддержку в ходе работы над
диссертацией; д.г.н. Е.И.Игнатову и д.г.н. Г.И.Рычагову за важные замечания по ходу работы; д.г.н. Ю.Г.Симонову за наставления касающиеся методики и структуры работы; сотруднику РГУ им.И.Канта к.г.н. О.И.Рябковой и сотруднику ГУ КО «Балтберегозащита» Е.М.Бурнашову за предоставление фондовых и полевых данных промерных работ; а так же своей супруге А. А. Сувидовой за содействие, поддержку и терпение.
Изученность береговой зоны северного побережья Самбийского полуострова
Первые работы, посвященные берегам Самбийского п-ова, принадлежат немецким исследователям. В большинстве своём, они касаются геологического строения берегов и направлены на выделение янтароносньгх слоев, однако некоторые из них, так или иначе, затрагивают факторы рельефообразования и особенности динамики рельефа береговой зоны. В работе Цаддаха (Zaddach,1867) отмечается, что конфигурация береговой линии обусловлена выходами четвертичных морен и песчаных отложений палеогенового и неогенового возрастов и обращается внимание на преобладающее влияние волнений западных румбов. Мортенсеном (Mortensen,1921) описано состояние надводной части береговой зоны и отмечается, что активизация береговых уступов связана с действием нагонов и сильных штормов. Выявлено наличие прибрежных вдольбереговых течений, направленных на восток, что послужило основой для проведения берегоукрепительных мероприятий на Самбийском п-ове.
В 1950-х - 1960-х годах, на побережье Юго-Восточной Балтики проводились специальные береговые исследования, направленные как на изучении истории развития побережья в поздне- и послеледниковое время (Гуделис, 1961), так и на изучение современной динамики морских берегов. Литовскими геологами проведён гранулометрический анализ прибрежно-морских наносов (Гуделис, Стаускайте,1959; Стаускайте,1962). Ими выявлено, что преобладающей является фракция среднезернистых песков (0.25-0.5 мм). Динамика надводной части береговой зоны Самбийского п-ова исследовалась В.Г.Ульстом (1960) и В.Р.Бойнагряном (1966 а,б). Были даны оценки средней скорости отступания берега (около 0.5 м в год), рассчитаны среднегодовые потери материала с береговых уступов северного и западного побережья Самбийского п-ова (для северного побережья 150-200 тыс. м3 в год; Бойнагарян, 1966а), а так же дана характеристика вдольбереговых потоков наносов на подводном береговом склоне (Айбулатов, Болдырев, Зенкович,1960; Айбулатов, 1961).
В 1964 году на северном побережье Самбийского п-ова проведены первые экспериментальные морфодинамические исследования в береговой зоне Калининградской области. Ими выявлен неожиданно высокий объём деформаций подводного берегового склона в период штормов, несмотря на дефицит прибрежно-морских наносов. Была произведена оценка массовых перемещений песка посредством изучения морфометрии подводного берегового склона и расчёта характеристик наносодвижущих сил. Исследованы особенности перемещения прибрежно-морских наносов вдоль берега. Результаты этих экспериментов отражены в работах Н.А.Айбулатова (1966а,б,1968), В.Р.Бойнагряна (1966в), А.ИФилимонова (1966) а так же в фондовых материалах (Динамика и баланс наносов...,1966). Выявлены зоны максимального переноса наносов на подводном береговом склоне и особенности локализации этих зон в зависимости от гидрометеорологических условий.
Следующий этап изучения относится к 70-80-м гг. прошлого столетия. В этот период достаточно детально исследовано геологическое строение подводного берегового склона (Блажчишин,1974; Блажчишин, Болдырев, Морошкин,1978) и надводной части береговой зоны Самбийского п-ова (Додонов, Наместников, Якушова,1976). После создания в 1970 г Лаборатории динамики морских берегов при КГУ и Управления инженерной защиты при Калининградском облисполкоме (1972 г), на побережье области была начата программа регулярного контроля за морфодинамикой подводного берегового склона и состоянием надводной части береговой зоны (Болдырев, Гречишев и др,1982).
В 80-х годах прошлого столетия начаты литодинамические исследования на Калининградском побережье в виде экспериментов с мечеными песками (Айбулатов, Басс,1983). В 1988-1991 гг., в связи с началом работ по намыву искусственного песчаного пляжа в Филинской и Светлогорской бухтах, Атлантическим отделением Института Океанологии РАН (АО ИОРАН) при содействии СНПО «Балтберегозащита» были проведены комплексные 4-х летние гидро- и литодинамические исследования вдоль всего побережья Самбийского полуострова - от г.Балтийска до п.Рыбачий на Куршской косе. К результатам этих работ относится:
выявление особенностей распределения полей течений над подводным береговым склоном в зависимости от гидрометеорологического режима (Бабаков,1989);
районирование надводной части береговой зоны относительно скорости отступания берега и объёма рыхлого материала, поступающего на подводный береговой склон в результате абразии (Рябкова,1987);
выявление особенностей формирования полей взвеси над подводным береговым склоном (Пискарёва,1988). В первое десятилетие XXI века, было подытожено воздействие техногенных факторов на морфолитодинамические процессы прибрежной зоны Юго-Восточной Балтики (Басе, 2006). Дана оценка берегозащитных мероприятий активного типа (бун) и обозначена причина их неэффективности, вследствие особенностей перемещения песчаных наносов в береговой зоне. В 2006-2008 гг., в связи с проведением добычи нефти на морской платформе Д6, сотрудниками АО ИОРАН вдоль трассы нефтепровода был проведён контроль за объёмом взвешиваемого материала, его составом и направлением преобладающего переноса в конкретных синоптических ситуациях (Бабаков, 2007,2009а,2009б).
Как видно из приведённого обзора, участок исследования является относительно хорошо изученным. Затронуты наиболее важные аспекты динамики береговой зоны, детально рассмотрено геологическое строение, проанализированы механизмы и результаты действия основных природных процессов. Несмотря на это, многие вопросы, связанные с гидро- и литодинамическим режимом, остаются спорными.
Начиная с середины 60-х годов ХХ-го столетия, для побережья Юго-Восточной Балтики формируется концепция единого вдольберегового потока песчаных наносов восточного и северо-восточного направления от мыса Таран до мыса Кокасрагс (Кнапс, 1966; Бойнагрян, 1966а). В этот период изучения, основной причиной интенсивного размыва береговых уступов Самбийского п-ова принимается дефицит прибрежно-морских наносов, возникающий вследствие вовлечения песчаного материала во вдольбереговой перенос.
Далее, в 70-е годы наметилась тенденция к выделению в пределах Восточно-Балтийского вдольберегового потока наносов отдельных литодинамических звеньев. Одно из таких звеньев включает в себя исследуемый участок побережья, а так же простирающееся на северо-восток от Самбийского п-ова аккумулятивное тело Куршской косы. По ходу потока выделяются области питания, транзита и разгрузки. Обозначается ширина зоны вдольберегового перемещения (от мыса Таран и до Клайпеды -3.5 км) и мощность (250-300 тыс. м3 у северного побережья Самбийского п-ова) (Болдырев, 1982; Болдырев, Гуделис, Кнапс,1979; Болдьфев, Гречишев и др., 1982).
Мнение о существовании единого потока наносов вдоль берегов Юго-Восточной Балтики подверглось более конструктивной критике в 80-е и 90-е годы ХХ-го столетия. В противовес концепции единого вдольберегового потока наносов предполагается существование литодинамических участков, соответствующих бухтам или береговым дугам. В их пределах происходят продольные миграции песка в противоположных направлениях с выносом материала за пределы береговой зоны в результате действия компенсационных течений, которые особенно выражены во время экстремальных волнений (Богданов, Совершаев, Жиндарев, Агапов, 1989; Жиндарев,Хабидов,Тризно, 1998).
Таким образом, по мере накопления данных о динамике береговой зоны Юго-Восточной Балтики, концепция единого вдольберегового потока наносов была усовершенствована выделением литодинамических звеньев как крупного порядка, в масштабе достаточно протяжённых участков побережья, так и циркуляционных ячеек более мелкого порядка, масштаба отдельных вогнутостей береговой линии. На основе этого следует признать, что потоки водных масс, переносящие песчаный материал в береговой зоне, имеют неоднородную структуру и находятся в прямой зависимости от интенсивности волнения, его направления, конфигурации береговой линии и топографии дна. Совместное действие вдольбереговых и поперечных движений водных масс, а так же существование общего переноса в восточном и северо-восточном направлении доказано натурными экспериментами и результатами расчётов (Бабаков, 1989, 2003, 2007, 2009а, 20096; Жиндарев, Хабидов, Тризно, 1998; Пискарёва, 1988; Филимонов, 1966).
Ветроволновой режим
Ветровой режим Юго-Восточной Балтики определяется атлантическими центрами действия атмосферы (Исландский минимум и Азорский максимум) и местной циклонической циркуляцией, локализованной в Гданьском заливе (результирующее направление переноса в восточной части Гданьского залива с ЗЮЗ на ВСВ). Результатом является преобладание переноса воздушных масс с запада, с отклонениями в сторону северных и южных румбов (Абрамов,2002; Абрамов, Стонт,2004; Тупикин,1997).
По данным гидрометеостанций (ГМС) городов Светлогорск и Пионерский (Схема противооползневых и берегоукрепительных сооружений..., 1999; Жиндарев, Хабидов, Тризно, 1998; рис. 2.18-2.21), для северного побережья Самбийского полуострова наибольшую повторяемость имеют ветры южного, юго-восточного, юго-западного и северо-западного направлений. Преобладающая скорость ветра для этих направлений 2-5 м/с (рис.2.18а, 2.20а). Штормовые ветры, скоростью более 10 м/с и повторяемостью 4-6 %, а так же ветры, скоростью более 20 м/с и повторяемостью 1.5%, приурочены, в основном, к западным, северозападным и юго-западным румбам. На рисунках 2.18 б, 2.19, 2.20 б и 2.21 видно, что роза ветров смещена в сторону западных румбов.
Параметры ветра, в свою очередь, определяют режим волнения. Согласно Атласу волнений и ветра Балтийского моря (1965), а так же данным многолетних наблюдений наиболее часто отмечаются волнения западного направления (около 35% случаев). Оно же является наиболее штормовым. Повторяемость волн, идущих с юго-запада и северо-запада, соответственно 23 и 24 %. Повторяемость волнений северного направления составляет около 10%. На рисунке 2.22 представлены сводные данные наблюдений высот волн за длительный период на гидрометеостанциях городов Светлогорск и Пионерский. Наибольшую повторяемость в пределах побережья Самбийского полуострова имеют волны с высотами от 0.2 до 0.7 м, что относится к так называемому фоновому волнению. Параметры наиболее сильных волнений, с высотами волн более 3.5 м, по данным ГМС города Светлогорска приурочены к западным и северо-западным румбам.
Абразионные процессы на побережье развиваются начиная с Анциловой эпохи. Современный облик побережья сформирован последними фазами Литориновой трансгрессии.
Самые крупные черты рельефа исследуемого участка определены структурным планом района. Далеко выдвинутый в море Самбийский полуостров соответствует тектоническому поднятию Калининградского мегаватт. Северное побережье относится к структуре более мелкого порядка, Самбийскому валу. Расчленение береговой линии отчасти связано с локальными поднятиями Таран-суша и Светлогорское.
Скорости абразии береговых уступов, помимо прочих природных факторов, зависят от физико-механических свойств и гидрогеологических характеристик слагающих их пород. Расчленение береговой линии обусловлено литологическими разновидностями пород, слагающих верхнюю часть осадочного чехла и их фациальной изменчивостью, как вдоль берега, так и вкрест его простирания. Участкам выхода к урезу плотных валунных суглинков морены (Qi-з), слабее поддающихся абразии, соответствуют мысы и выступы берега. В результате размыва валунных суглинков на подводном береговом склоне и у подножия береговых уступов образовался валунный бенч. Там, где берег сложен рыхлыми, слабосцементированными, а потому легкоразмываемыми песчаными, супесчаными и суглинистыми отложениями (N ), формируются пологие бухты или вогнутости берега. Среди наносов волнового поля в размываемых породах суши преобладают мелко- и среднезернистые пески.
Абрадируемые породы подводного берегового склона представлены палеогеновыми породами (Pgi-г) и четвертичными отложениями (Qj. з). Первые имеют различный гранулометрический состав - от алевритов и глин до крупнозернистых песков с включением с гравия. Поверхность дна, приуроченная к выступам сложена четвертичными отложениями - толщей моренных суглинков с водноледниковыми галечниками, гравием, песками и глинами.
Подводный рельеф представляет собой абразионно-аккумулятивную равнину, рельеф которой сформировался под воздействием трансгрессивных стадий Балтийского моря. Современные песчаные осадки прослеживаются узкой полосой вдоль берега в интервале глу бин 1.5-10.0 м и перекрывают практически весь подводный береговой склон в пределах бухт и вогнутостей берега.
На абразионно-аккумулятивной равнине выделяются формы рельефа более мелкого порядка. Их морфология связана с особенностями распределения на подводном береговом склоне песчаных наносов. Формы рельефа, сформированные подстилающими породами, приурочены к выступам берега и бортам бухт. К таким формам относятся контуры затопленных речных долин и береговых уступов, а также локальные повышения дна, связаные с выходом на дне моренных валунных суглинков. Формы рельефа, выполненные прибрежно-морскими наносами, расположены в вогнутостях берега. К таким формам относятся поводные валы, ориентированные параллельно береговой линии. Такая закономерность обусловлена дефицитом наносов в береговой зоне, т.е. большой разницей в количестве прибрежно-морских наносов на мысах и в бухтах.
Ветроволновой режим побережья определяется атлантическими центрами действия атмосферы (Исландский минимум и Азорский максимум) и местной циклонической циркуляцией, локализованной в Гданьском заливе. В результате, штормы наибольшей силы генерируются ветрами западного и северо-западного направлений.
Переход от профильной задачи к плановой и интерпретация полученных результатов
Переход от профильной задачи к плановой позволяет дать оценку тому, как аккумулятивные участки в вогнутостях берега сменяются абразионными вдоль бортов бухт и на выступах, что может составить основу районирования береговой зоны относительно преобладания тех или иных рельефообразующих процессов. Рассмотрение рельефа дна относительно предполагаемых штормовых деформаций позволит выявить особенности рельефообразующего действия волновых течений при усилении волнения.
Переход к плановой задаче осуществляется путём локализации участков подводного берегового склона для определения в их пределах числовых характеристик, отражающих разницу между положением измеренных отметок дна и условными поверхностями, определяемыми расчётными профилями равновесия. Эта задача решается посредством покрытия исследуемого участка подводного берегового склона сеткой расчётных полигонов. Оптимальная ширина полигона определялась опытным путём. При уменьшении стороны полигона, часть из них полностью попадают в промежутки между изобатами, оставаясь, таким образом, неинформативными (рис.3.8а). В результате поверхность подводного берегового склона исследуемого участка была покрыта сеткой квадратов со стороной каждого 100 м, что позволило получить наиболее полное покрытие.
На основе расчётных профилей равновесия, были интерполированы изобаты с шагом глубин 1 м (рис 3.86). Для каждого расчётного полигона было вычислено среднее значение изобат, соответствующих расчётному профилю, которые пересекают данный полигон (рис.3.96). Подобная операция была проведена и для реальных изобат дна, соответствующих каждой группе промеров (рис.3.8 а, 3.9в).
Разница полученных значений является усреднённым положением рельефа дна относительно профиля равновесия (рис.3.9в). Полученные в итоге значения являются разницей усреднённых глубин, обозначаемых Ah (для профиля равновесия Брууна-Дина) и ДЬ (для профиля штормовых деформаций). Они характеризуют положение измеренного рельефа дна относительно условной поверхности, определяемой расчётными профилями, и измеряются в метрах. Таким образом, осуществлено покрытие поверхности подводного берегового склона равномерной сеткой полигонов 100 на 100 метров, каждому из которых соответствует числовые характеристики рельефа Ah и АЬШТ. Поставленная задача решалась с помощью программного комплекса ArcGIS 9.2 SP5 (рис 3.10).
Положительные значения Ah и Дпш, говорят о превышении измеренного рельефа над расчётным, а отрицательные значения отражают то, что измеренный рельеф находится на больших глубинах относительно расчётной поверхности. Исходя из детальности имеющихся исходных данных, т.е. схем изобат с шагом глубин в 1 м, для Дії и Ahmr критерием соответствия измеренного рельефа дна условию равновесия принимается интервал, лежащий в диапазоне значений от -0.5 до 0.5 м включительно. Интерпретация полученных значений, лежащих вне этого диапазона, с точки зрения литодинамики подводного берегового склона, опирается на изложенные в главе 1 особенности аккумулятивного рельефообразования абразионно-бухтовых берегов, а также верификацию полученных моделей профилей равновесия (рис. 3.6, 3.7).
Для абразионно-бухтовых берегов характерна аккумуляция продуктов абразии, т.е. песчаных наносов в центральных частях бухт. Развитие контура береговой линии северного побережья Самбийского полуострова, в большинстве своём, предопределено различием литологического состава пород, слагающих береговые уступы. Размываемые породы как на мысах, так и между ними, являются рыхлыми, что определяет взаимосвязь абразионных и аккумулятивных зон, которые сменяются без заметных перегибов дна и контраста в очертании береговой линии. В связи с этим, переход между этими зонами будет постепенным и их выделение геоморфологическими методами, на основе взаимного расположения изобат дна, не даст убедительного результата. Конкретизировать границы зон абразии и аккумуляции возможно применением определённых критериев для полученных значений ДЬ, отражающих положение рельефа дна относительно условия равновесия для волнового климата побережья.
Рассмотрение профильной задачи показало, что в вогнутостях берега профиль дна близок по форме и отметкам глубин к аккумулятивному профилю равновесия Брууна-Дина (рис.3.66, 3.76). Соответственно, на этих участках значения ДЬ, в большинстве своём, будут близки к нулю на всей исследуемой ширине подводного берегового склона. Попадание значений ДЬ в принятый диапазон, соответствующий условию равновесия (-0.5 Ah 0.5), отражает преобладание аккумулятивных процессов (рис.3.11 б). Рост значений в положительную сторону (Ah 0.5) можно связать как с формированием подводных валов, так и с рельефообразующим действием волновых течений, осложняющих поверхность дна участками конечной аккумуляции.
В то же время, положительные и близкие к нулю значения могут наблюдаться при наличии абразионной террасы, отличающейся относительно небольшими глубинами, когда на подводном береговом склоне размыву подвергаются породы устойчивые к абразии. В пределах побережья Самбийского п-ова, такая ситуация наблюдается в районе мыса Таран, где подводный береговой склон представляет собой приподнятое мелководье, бронируемое валунным бенчем. В пределах исследуемой части подводного берегового склона, согласно схеме распространения прибрежно-морских наносов (рис.2.14) и верификации полученных моделей профиля равновесия (рис.3.6,3.7), абразионная терраса характеризуется спадом глубин и положительные и близкие к нулю значения Ah связаны с аккумулятивными процессами.
В пределах участков, испытывающих дефицит песчаных наносов, преобладают процессы абразионные. Они характеризуются выпуклым профилем подводного берегового склона, уклон которого возрастает от уреза в сторону моря. Здесь ведущую роль в рельефообразовании играет волновой размыв уплотнённых пород, слагающих подводный береговой склон - глинистых алевритов, реликтовых песков и алевритистых глин эоценового возраста (Рг). Это отражается и в распределении значений Ah, которые в средней и нижней частях подводного берегового склона имеют значения ниже принятого диапазона, соответствующего условию равновесия (Ah -0.5; рис.3.Па). В приурезовой части дна значения Ah могут быть как положительными, так и близкими к нулевому значению, что, в данном случае, связано не с аккумулятивными процессами, а с характерной формой абразионного профиля, имеющего выпуклую форму. Абразионная терраса имеет большие значения уклонов, по сравнению с участками дна сложенными песчаными наносами, и относительно небольшие глубины в верхней части подводного берегового склона.
Промежуточным между двумя типами распределения значений Ah, является смешанный тип, где не прослеживается ни одна из обозначенных тенденций. Этот тип характерен для бортов бухт и относится к зонам транзита песчаных наносов, т.е. переходным зонам между участками абразии и аккумуляции.
Числовая характеристика рельефа АЬШТ характеризует положение рельефа дна на момент измерений относительно профиля штормовых деформаций, т.е. теоретического профиля, вырабатываемого в песчаных наносах в фазу стабилизации максимальных волнений. Наиболее благоприятная обстановка для промерных работ отмечается в период фоновых волнений нештормового сезона. К этому времени значительная часть песчаных наносов возвращаются в верхнюю часть подводного берегового склона, что связано с сезонными различиями литодинамического режима. Различия между значениями ДЬ и Дпшт выражаются в том, что расчётный штормовой профиль имеет большие глубины в приурезовой зоне, нежели профиль равновесия Брууна-Дина. Эти различия связаны с особенностями перемещения прибрежно-морских наносов в фазу усиления и стабилизации волнения, когда происходит углубление профиля в приурезовой части (Дпшт Ah, рис. 3.12). Таким образом, для значений Дпщх можно говорить об их динамическом смысле. Эти значения характеризуют как конечное распределение прибрежно-морских наносов на подводном береговом склоне после затухания шторма, так и потенциальные деформации дна при усилении волнения в пределах аккумулятивных участков дна.
Интерпретация значений ДПщт с точки зрения литодинамики подводного берегового склона основывается на особенностях перемещения песчаных наносов в ту или иную стадию шторма. Значения, находящиеся в принятом диапазоне, отвечающему условию равновесия рельефа (-0.5 Дпшт 0.5), отражают участки дна, сформированные стадией стабилизации рассматриваемого экстремального волнения. Участки, где значения Дп превышают обозначенный диапазон (Atw 0.5), связаны с рельефообразованием при переносе песчаных наносов к берегу во время затухания, как рассматриваемого штормового волнения, так и волнений меньшей интенсивности, предшествующих промерным работам. Если значения ДпШт меньше принятого диапазона, соответствующего условию равновесия рельефа (Дпшт -0.5), то они рассматриваются как участки, испытывающие дефицит песчаных наносов, и относятся к зонам размыва (рис. 3.13).
Основным достоинством предлагаемого способа представления и интерпретации данных о рельефе дна является переход от абсолютных значений глубин к значениям относительным. Числовые значения, характеризующие положение рельефа относительно условной равновесной поверхности, в свою очередь, позволяют конкретизировать определённые участки с точки зрения особенностей литодинамики подводного берегового склона. Помимо этого, предоставляется возможность охарактеризовать перемещение наносов во время затухания волнения, а так же выявить участки, испытывающие дефицит песчаного материала. Следует отметить, что значения Ah и Дпшг являются морфометрическими показателями, что в перспективе позволяет проводить исследование полученных массивов статистическими методами для выявления преобладающих факторов рельефообразования.
О причинах появления участков размыва в пределах аккумулятивных зон
С помощью расчётной модели штормового профиля равновесия и полученного морфометрического показателя Дпшт возможно выявление некоторых особенностей динамики рельефа дна, связанных с теми или иными волнениями. Исходные данные о глубинах приурочены к периоду фоновых волнений и рельеф, сформированный штормом, сохраняется только в нижней части подводного берегового склона. В связи с этим, интерпретировать распределение значений полученного числового показателя предлагается с помощью, обозначенной в разделе 5.1 гипотезы, основанной на литодинамическом режиме различных стадий волнения, особенностях циркуляции водных масс при волнениях различной интенсивности и высокой роли ячеистой циркуляции, что, в свою очередь, доказано натурными экспериментами для исследуемой части побережья. Снижение интенсивности волнения при переходе от штормового сезона «осень-зима» к сезону умеренных волнений «весна-осень», в соответствии с концепцией В.В.Лонгинова, условно можно рассматривать как стадию затухания волнения с определёнными параметрами.
Рассчитанная числовая характеристика Дпшт является количественным показателем, отражающим вероятные деформации рельефа подводного берегового склона при принятом волнении 0.14% режимной обеспеченности (EN6.6 м; Т-10 с). По сути, значение Дпшт отражает преобразования рельефа подводного берегового склона во время экстремальных штормов, когда наибольшее количество прибрежно-морских наносов переходит во взвешенное состояние и перемещается волновыми течениями в прибрежной зоне. Обратным смыслом значения AhUIT является величина конечной аккумуляция прибрежно-морских наносов в результате затухания принятого для расчётов максимального волнения и рельефообразующего действия волнений меньшей силы, предшествующих промерным работам.
Распределение на подводном береговом склоне значений Дпшт, предлагается рассмотреть в пределах зон аккумуляции, выделение которых описано в разделе 4.2. В данном случае, речь идёт о зонах аккумуляции, выделенных на основе распределения значений Ah и границы которых индивидуальны для каждой группы промеров. На участках, не относящихся к зонам аккумуляции, количества песчаных наносов недостаточно для выработки аккумулятивного профиля и поверхность дна отчасти сформирована процессами абразионными. Интерпретация значений Дпшт с точки зрения аккумулятивного рельефообразования на подводном береговом склоне осуществляется на основе изложенных в разделе 3.5 критериев (рис. 3.13), где выделяются:
1. Участки соответствия рельефа дна условию равновесия, т.е. участки, отражающие штормовые деформации (-0.5 Дпшг 0.5)
2. Участки конечной аккумуляции песчаных наносов, сформированные во время затухания экстремального волнения и во время волнений меньшей силы, (Дпшт 0-5)
3. Участки, испытывающие дефицит песчаных наносов, т.е. зона размыва (Дпшт 0.5).
Пространственное положение участков конечной аккумуляции песчаных наносов (Дпшт 0.5) для разных групп промеров отражают, в некоторой степени, характер стадии затухания экстремального волнения и в большей степени особенности штормов меньшей силы. Когда эти участки локализованы в пределах узких зон, рассматриваемых как зоны усиления компенсационного оттока, можно говорить о скачкообразном переходе от штормов исключительной силы к штормам наиболее частой повторяемости и о преобладании волнений направленных по нормали к береговой линии во время этого перехода. Расширение этих участков отражает относительно равномерное снижение волновых параметров, а так же высокую роль вдольберегового переноса наносов энергетическими течениями.
На рисунках 5.4 и 5.5 представлено распределение значений Дпшт для каждой группы промеров в пределах бухт Светлогорской и Пионерской. В пределах бухты Филино зоны аккумуляции для разных групп промеров не совпадают в пространственном отношении, а так же зачастую представлены относительно узкими неинформативными секторами (рис. 4.2, 4.20).
В пределах центральной части Светлогорской бухты, для всех групп промеров и на всей расчётной ширине подводного берегового склона, выделяется зона, где значения Лпшт превышают принятый диапазон равновесия рельефа (-0.5 Лпшт 0.5) и которая определяется как участок конечной аккумуляции песчаных наносов (Дпшт 0.5). В зависимости от предшествующих волновых условий, эта зона изменяется по ширине охватываемой площади вдоль береговой линии, а так же разделяется на две локальные зоны (рис.5.4, данные 1974 г). Зоны размыва ассоциируются, в основном, с краевыми частями рассматриваемых секторов подводного берегового склона, но так же встречаются и в их центральной части (рис.5.4, данные 1974 и 1982 гг.). В пределах Пионерской бухты участок конечной аккумуляции занимает центральную часть вогнутости берега и небольшой, вытянутый в северо-западном направлении, участок на восточном борту бухты (рис.5.5).
На представленных примерах (рис 5.4, 5.5), зоны конечной аккумуляции (Дп11Т 0.5), в нижней части подводного берегового склона соседствуют с зонами, отражающими рельефообразующее действие стадии стабилизации экстремального волнения, т.е. отвечающие условию равновесия для штормового профиля (-0.5 Дпшт 0.5). Исходя из предлагаемой гипотезы, можно полагать, что в этих секторах, при прохождении рассматриваемого волнения преобладал вдольбереговой перенос, а более интенсивный вынос наносов волнового поля в нижнюю часть подводного берегового склона происходил на соседних участках.
Для расчёта значений Дп„п используется высота волны (Н=6.6 м), которая определена исходя из положения Р.Халлермейера (Hallermeier, 1981) о глубине замыкания, ниже которой уже не фиксируются изменения морфометрии дна при ежегодных промерах. Глубина замыкания определяется исходя из параметров экстремальных волнений с годовой режимной обеспеченностью 0.14% (шторм продолжительностью не более 12 часов в году). Эта высота волны является расчётной, т.е. её значение получено с помощью функции годовой режимной обеспеченности (рис.3.2).
В действительности, немаловажное рельефообразующее значение в береговой зоне северного побережья Самбийского полуострова имеют волны с более низкими параметрами. Исходя из данных наблюдений за волнением (Гидрометеорологические условия..., 1983; Схема противооползневых и берегоукрепительных сооружений..., 1999; Разработка научно организационных основ..., 1974; Гидрометеорология и гидрохимия морей..., 1992), максимальные среднемноголетние волны в береговой зоне достигают 4-5 м, а наиболее часто шторма осенне-зимнего сезона характеризуются высотой волны 2-3 м.
Для определения особенностей динамики рельефа подводного берегового склона, при наиболее типичных волновых параметрах сезонной штормовой активности, следует рассмотреть распределение значений Дпшт, вычисленных относительно соответствующего профиля равновесия.
Профили относительного динамического равновесия, рассчитанные для штормов со снижением интенсивности волнения, от принятого максимального (Н=6.6 м; Т=10с) до наиболее распространённого (Н=3.2м; Т=5.4с), характеризуются уменьшением глубин при снижении параметров волнового режима (высоты волны и периода, рис.5.6). При волнениях меньшей силы, зона интенсивной переработки рельефа сужается и смещается в сторону уреза. Рельеф, сформированный более сильными волнениями в нижней части подводного берегового склона, при более слабых, фоновых волнениях, волновой переработке не подвергается.
