Содержание к диссертации
Введение
Глава I Обзор изученности береговой зоны юго-восточной Балтики.Состав и объем работ, выполненных АО ИОРАН в 1988 -1998гг 8
Глава 2 Методика гидрометеорологических и морфо-литодинамических наблюдений 24
Глава 3 Гидрометеорологическая характеристика региона исследований 50
3.1 Ветер 50
3.2 Волнение 55
3.3 Уровень моря 58
3.4 Течения 60
3.4.1 Течения Балтийского моря 60
3.4.2 Течения Гданьского бассейна 71
Глава 4 Волнение прибойной зоны Самбийского полуострова 90
Глава 5 Течения береговой зоны Калининградского побережья Балтики 110
5.1 Пространственно-временная структура прибрежных течений 111
5.2 Характеристика статистических параметров и корреляционно-спектральных функций придонных течений 145
Глава 6 Морфо - литодинамические процессы в береговой зоне юго - восточной Балтики 175
6.1 Геологическое строение подводного берегового склона Самбийского п-ова и литологическая оценка донных отложений 175
6.2 Источники питания потоков наносов; характер и интенсивность деформаций подводного склона Самбийского п-ова 180
6.3 Пространственно-временная структура миграций наносов 202
6.3.1 Пространственно-временная изменчивость поля донных осадков и взвеси по натурным данным 202
6.3.2 Пространственная структура вдольбереговых потоков наносов юго-восточной Балтики по расчетным методам 218
Заключение 249
Литература 254
- Обзор изученности береговой зоны юго-восточной Балтики.Состав и объем работ, выполненных АО ИОРАН в 1988 -1998гг
- Течения Гданьского бассейна
- Характеристика статистических параметров и корреляционно-спектральных функций придонных течений
- Пространственная структура вдольбереговых потоков наносов юго-восточной Балтики по расчетным методам
Обзор изученности береговой зоны юго-восточной Балтики.Состав и объем работ, выполненных АО ИОРАН в 1988 -1998гг
Целенаправленное изучение берегов юго-восточного побережья Балтики начато немецкими учеными в конце XIX - начале XX века и ориентировалось на решение берегозащитных проблем [245, 248, 259 и др.].
Наряду с геологическими и морфодинамическими исследованиями, в начале XX века в Балтике уже проводились наблюдения за течениями с помощью привязных поплавков с 32 плавмаяков (рис. 1.1 а). Одновременно широко применялась "бутылочная почта", позволившая исследовать траектории результирующего переноса вод. Вскоре гидродинамические исследования Балтийского моря приобрели планомерный характер благодаря организации международных экспедиций и постановок многосуточных станций.
Отечественные исследования на юго-восточном побережье Балтики начаты в 50-х годах XX века с геолого-геоморфологического районирования региона, динамической классификации берегов, выявления морфологических признаков Восточно-Балтийского потока наносов, совершенствования методов расчета наносодвижущих сил [70, 71, 95, 96, 108,109, 188].
Последующее десятилетие характеризуется началом активного изучения источников поступления осадочного материала в море и динамики его взвешенной части, выявлению и изучению условий формирования современных прибрежно-морских титано-циркониевых россыпей, месторождений янтаря [8, 39, 41, 42, 44, 85, 158, 159, 203, 204, 205,150]
Качественно новый уровень исследований береговых процессов приурочен к появлению автономных самописцев течений (БПВ) и вибропоршневых трубок, к началу использования наносонакопителей, люминофоров и аэрофотосъемки.
В начале 60-х годов XX столетия при измерении течений начинают широко использоваться автономные буйковые станции (АБС), что позволило перейти к изучению масштабных океанологических процессов и режимных характеристик течений путем полигонных наблюдений (рис. 1.16). Основными районами исследований были Датские проливы, центральная часть Балтийского моря, Финский и Ботнический заливы (рис. 1.1в) [67, 168, 169]. Район юго-восточной Балтики имел наиболее редкую сеть гидродинамических станций и потому оставался относительно слабо изученным.
Первые отечественные гидродинамические наблюдения в районе Калининградского побережья Балтики начаты в 1947г с измерения течений в Гданьском заливе, выполнявшихся целым рядом организаций (УГМС Лит. ССР, ГМЦ Балтийского флота, ЛоГОИН, БалтНИРО и БНИМО) в периоды гидрологических съемок моря и рейдовых наблюдений с помощью вертушек ВММ с заякоренных судов [174].
На 1962-66 гг приходится наиболее продуктивный период по измерению течений в глубоководной части береговой зоны Капининградской области и Литвы в период экспедиций УГМС Лит. ССР, БалтНИРО и ЛоГОИНа. Продолжительные наблюдения с АБС выполнены у п.Пионерска (ст.1, Н=20 м), Ниды (ст.2, Н=20 м) и Швентойя (ст.З, Н=20 м). В районе Клайпеды отработан целый створ из АБС (ст. 9, 64, 64а, 65; Н=30-47м) Количество замеров на первых трех станциях составляло по 2474-2970, на Клайпедском створе - от 3167 до 6645 [ 174].
Всего в районе юго-восточной Балтики эпизодически повторяющиеся измерения течений проведены в 27 точках, для которых составлены статистические таблицы плотности распределения направления и скорости для разных горизонтов. Они неравномерно освещают акваторию как в пространстве, так и с точки зрения состоятельности статистических характеристик. На большинстве станций представления о поведении течений приблизительны из-за ограниченной продолжительности наблюдений при ветре не более 5 баллов (до 8-9 м/с). На рисунке 1.2 приведены плотности распределения направления и скорости поверхностных течений для точек с наиболее длительными и надежными рядами наблюдений.
В 1962-64гг. Институтом океанологии АН СССР совместно с АН Литовской ССР и СоюзморНИИпроектом ММФ СССР впервые в береговой зоне восточной Балтики (Нида, 1962-64г, Юрмалциемс, 1963 г; Клайпеда, 1964 г) был проведен комплекс прибрежных стационарных измерений: волнения и течений вдоль нормального к берегу створа протяженностью до400м в диапазоне глубин от Зм до 7м на двух - трех станциях, отбор проб донных и взвешенных осадков, повторные промеры глубин, применение меченых песков и дрифтеров вдоль 1 км участка побережья до глубин 7-8 и [3 - 5, 38 - 41, 45 - 47, 77,78,101,191,192, 204, 207, 210]
В 1964-1965гг исследования гидро-морфодинамических процессов у берегов Калининградской области продолжены силами сотрудников Атлантического отделения Института океанологии (В.Р. Бойнагряном, А.И. Филимоновым и др.). В 1964г створ располагался в вершине Светлогорской бухты, западнее спасательной станции, а в 1965г -на восточном борту бухты, в районе п. Рыбное, где полигон имел протяженность вдоль берега 750м, и 1000м в сторону моря, впервые до глубины 15м [76}. В августе-сентябре 1965 года вдоль створа с тремя станциями (Н= 3.5м, 2.9м (вал) и 7.0м) было получено более 4000 векторов придонных течений в 0.5м от дна. Измерения течений в 1962-1965гг выполнялись на принципиально новой подвеске с нижней оттяжкой, которая резко снижала влияние волновых колебаний на показания самописцев БПВ-2 [191 -193].
В результате натурных стационарных исследований 1962-1965гг были получены первые представление о режиме и диапазоне изменения параметров волнения прибойной зоны, прибрежных течений и вдольберегового потока наносов на ограниченных участках юго-восточного побережья Балтики.
В 1967-70гг в Ниде (Куршская коса) Отделом географии АН Лит.ССР начаты регулярные летне-осенние исследования динамики подводного берегового склона и пляжа[72 - 75, 77-79, 89, 101 - 106, 175]. Наблюдения за течениями проводились эпизодически путем замеров скорости перемещения пятен люминофора в приурезовой полосе (Н 2 м) при умеренной скорости ветра, тем не менее они внесли существенный вклад в развитие знаний о режиме прибрежных течений [105].
В 1974 г по инициативе и при участии Института океанологии АН СССР здесь вновь были выполнены комплексные прибрежно-морские исследования с измерением течений на глубинах 7м, 10м и 20м. Самописцы течений БПВ-2 подвешивались на донных пирамидах в 0,5м от дна. Продолжительный период наблюдений позволил фиксировать течения при разных погодных условиях, включая штормовые ветры силой до 15 м/с [6,7,11,72].
Заметной вехой в организации комплексных стационарных исследований береговых процессов моря явился двухлетний международный эксперимент (1974 г и 1976 г) на польском побережье в районе Любятово [94]. Стационарные наблюдения за течениями проводились в комплексе с измерениями параметров ветра, волнения, уровня и интенсивности переноса рыхлого материала вдоль нормального к берегу створа, простиравшегося до глубины 17,5 м. Измерение придонных течений выполнялись с помощью БПВ-2, крепившихся на донных опорах в 1 м от дна.
Сложность проведения натурных исследований в динамически активной прибрежной зоне и несовершенное измерительное оборудование ограничивают возможность получения достаточного объема фактического материала, особенно в области гидродинамики, определяющей лито-морфодинамические процессы. Отчасти эти пробелы компенсируются созданием крупномасштабных расчетных схем течений. Первая подобная схема для всего Балтийского моря была составлена Л.Ф. Рудовицем, который использовал данные о результирующих суммарных течениях, наблюденных на 23 плавмаяках (рис. 1.3а) [169].
Следующая схема плотностных течений, основанная на многолетних данных гидрологических наблюдений, была составлена А.В. Егорьевой и В.А. Березкиным (рис. 1.36). Следует отметить, что несмотря на принципиальное различие исходного материала, плотностные и непосредственно наблюдавшиеся суммарные течения имеют похожее пространственное распределение, а в Гданьском заливе в обоих случаях четко прослеживается изгиб изолиний циклональной направленности и северный перенос вдоль побережья юго-восточной Балтики. Построенные позже И.М. Соскиньш динамические карты течений по более обширному гидрологическому материалу (1952-1959гг) дали уточненную и детализированную картину (рис. 1.3.в). В частности, в Гданьском заливе циклональний перенос вод проявляется более отчетливо, а в районе побережья Куршской косы в зимне-весенний период уже прослеживается антициклональный круговорот [169].
Наконец, основательные совместные исследования российских и польских ученых, учитывавших широкий спектр режимообразующих факторов, включая и материалы гидрологических наблюдений, позволили построить подробные схемы трехмерной циркуляции для четырех горизонтов (0, 20, 50 и 100 м). Расчеты производились как без учета, так и при воздействии ветра [161]. Результаты оказались во многом отличными от упоминавшихся схем (рис. 1.3 г). Так, в Гданьской впадине в срединных горизонтах (20 и 50 м) теперь отчетливо проявился антициклональный круговорот, в отличие от циклонального переноса по ранее проведенным расчетам других авторов. Аналогичное расхождение наблюдается и в Борнхольмской впадине, расположенной западнее, в южной Балтике. Однако во всех расчетах генеральный перенос вод вдоль побережья юго-восточной Балтики незменно происходит на север.
Течения Гданьского бассейна
Циркуляция вод Гданьского бассейна в маловетренную погоду определяется пространственной неоднородностью плотности водных масс, вызываемой водообменом с Борнхольмской впадиной, и расчлененностью донного рельефа (см. рис. 1.3, 2.6).
С усилением западного и северного ветров, воды южной Балтики, проникая в глубоко вдающийся в сушу Гданьский залив, вовлекаются в циклональную циркуляцию; при встречных ветрах с восточной половины горизонта формируется антициклональный круговорот. Наконец, при сильных береговых ветрах с южного направления поверхностные воды Гданьского залива выталкиваются в открытое море на север и северо-восток, а приток придонных вод вызывает образование в вершине залива параллельных берегу поверхностных течений на восток и на запад [149].
Указанные тенденции на фоне повышенной повторяемости ветров западных румбов позволяют сделать вывод о некотором преобладании циклональной циркуляции водных масс верхнего однородного слоя Гданьского залива. Подтверждением этого служит также правостороннее отклонение зоны распространения мутных вод р. Висла, объем которых составляет 87% всего материкового стока Гданьского бассейна [149].
Анализ ранее закрытых материалов наблюдений за течениями, проведенных ЛоГОИНом, БалтНИРО, УГМС Лит. ССР и ГМС Балтийск в 1947-1966гг посредством ВММ с судов, а затем вертушками БПВ-2 с АБС (1962-1966гг) (см. рис. 1.2), а также выполненых АО ИОРАН полигонных измерений в 1988-91гг и разрезов в 1988-1999гг (см. рис. 1.4 и рис. 3.7) подтверждает высокую изменчивость направления течений во всей водной толще Гданьской впадины (рис. 3.10, 3.11).
Действительно, розы течений в южной и центральной частях Гданьского залива не имеют явно выраженного максимума, что свидетельствует о частой смене направления водного потока. С переходом в северную часть Гданьской бухты возрастает разгон господствующих ветров ЮЗ и 3 румбов с одновременным увеличением повторяемости и устойчивости морских течений С и СВ направлений (см. рис.1.2; ст. 52, 53, 54, 54а).
С приближением к крутому участку западного подводного склона Самбийского п-ова (г.Янтарный - м.Таран) заметно возрастает интенсивность контурных течений, а расчлененный донный рельеф ближе к берегу способствует продуцированию меандров и вихрей, активно влияющих на прибрежную гидро- литодинамику.
На литовском более пологом подводном склоне (ст.65, 64а, 4, 3 ,2), ориентированном почти по нормали к ветрам 3 румба с максимальным энергетическим потенциалом, морские течения менее интенсивны и устойчивы по направлению. Судя по данным многолетних гидродинамических наблюдений на створе у Клайпеды, преобладающий северный перенос на глубине 47 м (ст.65) сменяется по мере приближения к берегу более частыми встречными течениями на юг (ст. 64а), а в районе изобаты 25-30м максимум повторяемости вновь смещается в северную половину горизонта (см. рис. 1.2, ст.9). Подобная смена преобладающего переноса и округлая форма роз течений указывает на неустойчивый, циркуляционный тип движения водных масс, выявленный здесь И.М.Соскиным в 60-х годах XX века на основании расчета динамического рельефа по гидрологическим данным (см. рис. 1.3в) [169].
В вертикальной плоскости структура осредненного переноса водных масс на глубоководных станциях не испытывает заметной деформации с переходом через термоклин в районе глубин 30-40 м (см. рис. 3.10 а, б; ст.52, 73, 54, 65). Изменения статистических распределений начинают проявляться ниже горизонта 60 м (ст.52), соответствущего среднемноголетнему положению верхней границы галоклина. Передача импульса движения в придонные горизонты происходит здесь посредством внутренних волн и вихрей, имеющих преобладающую синоптическую изменчивость [135, 177, 224].
Материалы синхронных измерений параметров течений, выполненных АО ИОРАН на морских разрезах к СЗ от м.Таран и от п.Янтарный к центру Гданьской впадины подтверждают положение о "проницаемости" термоклина для генерируемого ветром водного потока и о заметной смене его структуры ниже галоклина (см. рис. 3.11). Плотности распределения направления и скорости на горизонтах 50м и 65м (ст.29, 30) несущественно отличаются от аналогичных распределений на горизонте 25м, тогда как ниже эти различия выражены более четко. Отсутствие резкой смены поведения течений в диапазоне глубин 30-60 м отмечалось ранее и в других районах Балтики [36, 155]. Следовательно, динамическое воздействие атмосферных процессов проникает ниже экмановского слоя (Z= 45м), вплоть до уровня галоклина (Z=60-70M). Особенно отчетливо это наблюдается в период осенне-зимнего выхолаживания (октябрь-март), когда термоклин опускается на глубины 60 - 70 м [66, 67, 167].
Второй характерной особенностью вертикального распределения роз течений и модуля скорости является их повсеместное переформирование с приближением к придонному слою, в том числе и на участках подводного склона, расположенных выше галоклина (ст. 52, 53, 65, 64а, 9, 1, 2, 3, 30, 29, 28). В первую очередь отмеченная деформация прослеживается в поле скорости (см. рис. 3.10 б, 3.11).
Изменение структуры водного потока происходит также и по мере приближения к берегу; с переходом примерно через изобату 30м осредненный перенос придонных вод приобретает направленное наносодвижущее действие, где рассеиваемая механическая энергия волн достигает пороговых величин начала трогания твердых частиц алеврито-песчаных фракций [11, 128]. Данная граница весьма динамична и зависит как от интенсивности ветро-волнового воздействия, так и от угла подхода ветра к линии берега. Тем не менее в период действия косоподходящих штормовых ветров, с приближением к изобате 20м течения повсеместно приобретают устойчивую бимодальную форму плотности распределения направления (см. рис. 1.2; рис. ЗЛО, ст. 53, 1,2, 3).
Одновременно с перестройкой направления происходит и деформация поля скорости. Если в глубоководных частях моря плотность распределения модуля скорости хорошо описывается распределением Максвелла, а средняя скорость превышает 10 см/с, то вблизи берега кривая распределения приобретает крайнюю правую асимметрию и ближе всего соответствует распределению Рэлея [13, 36, 67, 82, 126, 129, 147, 202]. На Калининградском и Литовском взморье подобную форму имеют кривые на станциях 1 р, 1, 2, 3 и 9 (см. рис. 1.2), расположенных в диапазоне глубин 12-30 м.
Положение гидродинамической границы береговой зоны в основном совпадает с литодинамической, определяемой Г.А.Сафьяновым по резкому ухудшению сортированности донных осадков. По данным М.Г. Барковской, для Черного моря данная граница располагается также в диапазоне глубин 25-35 м, где наблюдается достаточно резкая смена песчаного материала плохо сортированным алевролитовым илом [30]. Аналогичная граница определена Введенской А.И. на побережье Приморья в диапазоне глубин 30-32 м, из чего она делает вывод о границе распространения подвижных наносов на глубинах моря между 20 и 30 м [59].
Характеристика статистических параметров и корреляционно-спектральных функций придонных течений
Формирование течений происходит под воздействием целого ряда факторов, поэтому они представляют собой полициклический процесс и отличаются сложной пространственно-временной изменчивостью. Установлено, что распределение скорости и других элементов течений подчиняется определенным закономерностям, характерным для случайных явлений. Это позволяет продуктивно использовать статистические методы исследований для изучения интегрального воздействия изменчивых режимообразующих факторов на возникновение и развитие динамичного случайного процесса, каковым являются морские течения в целом, и прибрежные в частности. Теоретическим обоснованием применимости статистических методов к изучению течений служит центральная предельная теорема теории вероятностей, которая согласно работам академика А.А. Маркова, а затем С.Н. Бернштейна выполняется и для частично зависимых между собой слагаемых [36].
Благодаря длительным рядам стационарных наблюдений за придонными течениями вдоль Калининградского побережья Балтики, стало возможным провести статистический и корреляционно-спектральный анализ с получением репрезентативных оценок их пространственно-временной структуры и степени связи с основной возбуждающей внешней силой - ветром.
Рассмотрим плотности распределения направления и скорости придонных течений (розы), рассчитанные для 4-х полевых сезонов (1988-91гг) на всех стационарных станциях района исследований. Для выявления более тонких особенностей динамики прибрежных вод, розы течений рассчитывались как для всего диапазона скоростей (0-150 см/с), так и отдельно для трех характерных градаций: 0-10 см/с - слабые, 10-20 см/с - умеренные и более 20 см/с - сильные течения.
Как следует из рисунка 5.17, розы течений для всего диапазона скоростей имеют на 13 станциях Светлогорского полигона характерную вытянутую бимодальную форму с ориентацией максимумов повторяемости направлений вдоль берега (рис. 5.17 а). Для слабых течений (0-10 см/с) присуща примерно равная повторяемость вдольбереговых максимумов на трех средних створах, тогда как на краях полигона преобладает перенос в сторону вершины бухты (рис. 5.17 б). Очевидная схожесть ориентации и формы роз течений всего диапазона скоростей (0-150 см/с) и слабых (0-10 см/с) свидетельствует о подавляющем преобладании последних, удельный вес которых составляет 85-90% от всего ряда проведенных измерений. С переходом во вторую градацию скорости (10-20 см/с) розы течений на всех без исключения станциях приобретают ассиметричную форму с максимумами повторяемости на В-СВ румбах (рис. 5.17 в). Течения со скоростями более 20см/с уже характеризуются подавляющим преобладанием восточных направлений над встречными, что связано с господством штормовых ветров западных румбов (рис. 5.17 г).
Для наглядного представления степени изменчивости преобладающего направления течений по профилю подводного склона и вдоль берега, графики-гистограммы для разных станций были совмещены по каждому створу и по одноименным изобатам (рис. 5.18). Обращает на себя внимание весьма точное совпадение обоих максимумов кривых на вдольбереговых румбах и их близкий ход на промежуточных направлениях на всех створах (рис. 5.18 а). При этом с переходом с западного на восточный борт Светлогорской бухты, преобладание восточных вдольбереговых течений ослабевает за счет роста повторяемости западного переноса. С удалением от берега эта тенденция обостряется (рис. 5.18 б).
Так, если результирующий восточный перенос водных масс на глубине 3.5 м резко выражен на западном крыле Светлогорской бухты (ст.1) и сохраняет эту тенденцию, хоть и не столь отчетливо на восточном крыле (ст. 11), то вдоль изобат 5м и 7м суммарная повторяемость восточных и западных течений почти выравнивается. Прослеживаемая тенденция согласуется с выявленным в разделе 5.1 на восточных крыльях бухт более заметным отклонением векторов вдольбереговых течений в сторону моря и первоочередным их разворотом во встречном направлении уже при ветрах СЗ румба.
Наблюдаемая пространственная ориентация и форма роз течений позволяет сделать вывод о преобладании в пределах рассматриваемой береговой вогнутости миграционных и циркуляционных движений, вероятность возникновения которых возрастает с удалением от берега.
Расширение исследуемого участка береговой зоны вдоль северного побережья Самбийского п-ова до м. Таран, и по профилю до глубин 13-15м, обнаруживает на фоне отмеченных закономерностей в поведении прибрежных течений ряд специфических особенностей, связанных с морфологическим строением подводного берегового склона и ослаблением волнового воздействия на глубине (рис. 5.19).
По-прежнему розы течений бимодальной формы ориентируются вдоль берега и изобат во всех диапазонах скоростей, а слабые потоки (0-10 см/с) определяют форму обобщенных роз течений (0-150 см/с) (рис. 5.19 а, б). Наблюдавшаяся в 1988 г в Светлогорской бухте тенденция к циркуляционному движению слабых течений прослеживается и в 1989 году, причем в Филинской бухте с изрезанным донным рельефом она выражена ярче и присуща даже более интенсивным течениям (рис. 5.19 в, г). С ростом скорости (V 10CM/C) повторяемость течений восточной ориентации начинает возрастать, в первую очередь на мелководье западных бортов бухт (рис. 5.19 в, г; рис. 5.20 а, б).
Особенность пространственной структуры течений на северном подводном склоне Самбийского п-ова состоит в относительной их локализации в пределах морфологически обособленных вогнутостей береговой черты. На это указывают заметные различия в форме роз течений на расположенных в соседних бухтах, но поблизости друг от друга Лесном и Отрадненском створах. Как уже отмечалось выше, это вызвано возмущающим влиянием резко выступающих в донном рельефе останцов третичных пород и морены напротив м.Отрадный. Западная граница Филинской бухты у м. Таран и восточная граница Светлогорской бухты у м. Купальный также представляют собой мощные подводные выступы, что и способствует некоторой обособленности придонных течений мористее зоны обрушения волн, проявляющейся в повышенной повторяемости меандрирующих и циркуляционных движений. Снижающаяся устойчивость придонных течений за пределами зоны обрушения волн служит ключем к пониманию относительно небольшого безвозвратного выноса осадочного материала за пределы морфологически обособленных бухт на фоне его мощных локальных миграций.
В полевой сезон 1990 года бимодальная форма роз течений с тенденцией образования на западных крыльях бухт циклональных циркуляции и встречных потоков в их вершинах сохранилась (рис. 5.21). Розы течений вдоль Куршской косы тоже имели вдольбереговую ориентацию с примерно одинаковой суммарной повторяемостью протиположных направлений и небольшим отклонением в сторону моря (рис. 5.21 а, б). Здесь также, как и на северном подводном склоне Самбии, вдольбереговые течения с увеличением скорости постепенно приобретают однонаправленный характер и уже при переходе через значение в 20 см/с, направлены в подавляющем большинстве случаев в СВ четверть (рис. 5.21 в, г).
Отличительной чертой течений в августе-сентябре 1990г является их меньшая интенсивность по сравнению с остальными тремя сезонами, подтверждением чему служит отсутствие сильных течений (более 20 см/с) на 6 из 10 станций (см. рис. 5.21 г) и повышенной повторяемостью слабых течений западной ориентации мористее зоны обрушения волн на западных бортах вогнутостей (рис. 5.22 а; ст. 16,17; ст. 19, ст. 3, ст.27). На восточных участках бухт (створ Лесной, Рыбный) суммарная повторяемость течений встречных вдольбереговых направлений практически одинакова при незначительном превышении восточного переноса.
В отличие от направления, плотность распределения модуля скорости характеризуется большей стабильностью на всем исследуемом пространстве подводного берегового склона и имеет фактически одновершинную, крайне асимметричную форму кривой (рис.5.22 б). Характерный для прибрежных станций слабо выраженный локальный изгиб в диапазоне скоростей 20-40 см/с является проявлением штормовых периодов, суммарная повторяемость которых, как следует из графиков и статистических таблиц, редко превышает 10%. В связи с однотипностью гистограмм скорости за все периоды наших исследований, в работе приведены распределения вероятности скоростей лишь за полевой сезон 1990 года.
Подобие формы полученных гистограмм скорости распределению Рэлея говорит о возможности аппроксимации модуля этим законом, что согласуется с результатами исследований других авторов [9, 27, 108, 148]. Аналогичное распределение присуще и высотам волн, что лишний раз говорит о важной роли волнения в генезисе прибрежных течений, особенно в зоне обрушения волн. В то же время, продемонстрированная в разделе 5.1 тесная связь между параметрами ветра и течений указывает на не менее важную роль ветрового фактора в генезисе прибрежных течений, приобретающего определяющее значение по мере удаления от мористой зоны обрушения волн.
Пространственная структура вдольбереговых потоков наносов юго-восточной Балтики по расчетным методам
В данном разделе приведен обзор результатов расчета наносодвижущих сил и потока волновой энергии, выполненных во второй половине XX века по ряду методик (Мунк-Петерсена, Кнапса, Красножона, Пышкина, Максимчука, Попова-Совершаева, Лонгинова, и CERC) для юго-восточного побережья Балтики. Проведенное сопоставление и близкое, в целом, совпадение их вдольбереговой ориентации с направлением наблюдавшегося 4 сезона (август-октябрь) результирующего переноса вод и наносов вдоль побережья Калининградской области дало основание автору выполнить расчет вдольбереговых потоков наносов для всего побережья ЮВ Балтики по методу Кнапса за период 1949-73 гг.
В природных условиях ветер и волнение часто меняют свое направление и интенсивность. Формируемый ими вдольбереговой перенос обломочного материала также является весьма изменчивым, прерывистым и слагается из множества подвижек, соответствующих периодическим штормовым волнениям. Наряду с временной изменчивостью, поток наносов меняет свою емкость, мощность и направление даже при устойчивом ветро-волновом режиме в зависимости от геоморфологических особенностей различных участков побережья, экспозиции берега и антропогенных факторов.
Для оценки активности литодинамических процессов (суммарный объем подвижек) и результирующего переноса материала вправо или влево от нормали к берегу введены соответственно понятия размаха миграций и вдольберегового потока наносов. Согласно определению В.П.Зенковича (1962), размах миграций представляет собой арифметическую сумму отдельных подвижек наносов, а вдольбереговой поток наносов -алгебраическую, т.е. "итоговое однозначное перемещение некоторых масс наносов, которое мы и называем вдольбереговым потоком наносов" [96, стр.332]. В практике принято оценивать фактический объем перемещаемого вдоль берега материала через поперечное сечение за период в 1 год и определять его как мощность потока наносов. Максимальное количество наносов, которое волны и течения способны перемещать вдоль берега в единицу времени, есть емкость потока [96].
В результате натурных исследований ученых разных республик, начатых в начале 50-х годов XX века, уже в первые годы было установлено существование вдольбереговых потоков наносов зарождающихся в районе м. Таран на Самбийском п-ове и расходящихся на юг к вершине Гданьской бухты и вдоль Куршской косы на север до м. Колкасрагс.
Перенос материала вдоль северного побережья Самбии в сторону Литвы и Латвии, наиболее мощный и протяженный на всей Балтике (450 км), был впервые выделен Р.Я. Кнапсом, и получил название Восточно-Балтийского потока наносов (ВБПН) (рис.6.14). Однако данное понятие несколько абстрактно, поскольку возникающие от подобного названия ассоциации с протяженным единым потоком наносов по аналогии с речным, не соответствует истиной структуре ВБПН. Надо заметить, что и сам Р.Я. Кнапс и его последователи не делали акцента на однородности потока и даже отмечали его миграционный характер и сложность пространственно-временной структуры. Более того, в районе порта Лиепая поток по мнению Р.Я Кнапса почти полностью прерывается оградительным молом, но севернее порта быстро восстанавливает свою мощность и окончательно разгружается у м. Колкасрагс. Первоначально концепция вдольберегового потока наносов была господствующей, а в числе ее убежденных приверженцев были и остаются такие известные ученые как В.П. Зенкович, Р.Я. Кнапс, В.К. Гуделис, В.Г. Ульет, В.Л. Болдырев, Ю.Д. Шуйский, В.Р. Бойнагрян, В.Н. Кирлис, Р.Б.Жаромскис и др. (рис. 6.14-6.16).
По мере накопления натурных геологических и геоморфологических данных, происходила эволюция во взглядах на пространственную структуру вдольберегового потока наносов, приведшая в конечном счете к возникновению альтернативной концепции локальных вдольбереговых подвижек и господства поперечных.
Уже в 1957 г один из ведущих морских геологов Литвы - В.К. Гуделис выделяет во всем Восточно-Балтийском потоке не 2, как у Р.Я.Кнапса, а 5 относительно самостоятельных участков: Самбийский, Куршский, Клайпедско-Лиепайский, Курземский и Западно-Рижский [65]. А.С. Цаллагов в своей кандидатской работе, выполненной в 1973г при научном консультировании профессором В.П. Зенковичем, выделяет в пределах южной (м.Таран-п.Лиепая) и северной (п.Лиепая-м.Колкасрагс) частей Восточно-Балтийского потока наносов 9 локальных морфодинамических зон [194]. А.В. Белошапков в диссертационной работе также обосновывает вдольбереговое перемещение в рамках существования нескольких литодинамических систем "с границами как естественного, так и техногенного происхождения: к естественным границам добавились подходные каналы портов Пионерский, Клайпеда, Лиепая и Вентспилс" [34, стр. 18]. При этом, естественные границы в виде мысов и подводных банок по его мнению оказываются более проницаемы для потока наносов, чем подходные каналы, перехватывающие основную часть материала (рис. 6.17).
Важным аргументом в пользу выделения в пределах ВБПН относительно самостоятельных литодинамических систем стали противоречащие устоявшимся представлениям данные расчетных методов в районе дистальной части Куршской косы и Клайпеды. Незыблемый казалось бы постулат об итоговом переносе осадочного материала на север был поколеблен результатами расчетов ветроэнергетических и волноэнергетических методов, неизменно дающих здесь встречное генеральному переносу направление наносодвижущих сил - на юг. Важно отметить, что эти результаты получены и основоположником идеи ВБПН - Р.Я. Кнапсом, по ветроэненргетическому методу Мунк-Петерсена [108], что дало ему основание раскритиковать этот метод и затем его усовершенствовать [184]. Но и по широко используемому в береговой практике методу Кнапса, и по волноэнергетическому методу Лонгинова [129], учитывающему угловой энергетический спектр волнения, результирующие наносодвижущие силы в районе Клайпеды получились направленными на юг [34, 101, 106, 108, 211]. С целью уточнения истинного направления итогового перемещения наносов в указанном районе, здесь был проведен целый комплекс полевых исследований, но так и не давших однозначного ответа на важный в научном и практическом плане вопрос.
Так, В.Г. Ульет в своей ранней работе [189] делает вывод о переносе песчаных наносов с юга на север. В последующей статье, проведя детальный анализ донных отложений, собранных 7-21 января 1967 г на Клайпедском участке подводного берегового склона, он приходит к прежнему выводу о том, что "вдольбереговое перемещение наносов в районе порта Клайпеда происходило в северном направлении". Но при этом делает существенное уточнение о том, что "У дистального окончания косы часть наносов исключалась из вдольберегового транзита вследствии осаждения в прибрежной части дна и выноса на глубину" [190, стр.232]. Одновременно он признает, что проведенный расчет по формуле Мунк-Петерсена за длительный период "дает отрицательное значение результативной наносодвижущей силы, то есть говорит о преобладающем перемещении наносов к югу. Поэтому единого мнения о направлении и режиме вдольберегового перемещения наносов в районе порта не имеется" [там-же, стр.228].
В следующем 1971 году выходит статья В.И. Кирлиса, где на основании расчетов по волноэнергетическому методу Лонгинова построена схема переноса наносов в пределах побережья Куршской косы (рис. 6.18). Как видно из рисунка, в северной дистальной части косы В.И. Кирлисом также, как и рядом других ученых, получены отрицательные наносодвижущие силы, направленные навстречу итоговому северному потоку. В результате им делается вывод, что в пределах дуги Куршской косы "в ее прибрежной части действуют 2 миграционных вдольбереговых наносодвижущих потока противоположных направлений ... встреча этих потоков происходит чуть севернее Пярвалки" [101, стр.212]. Более того, в окрестностях места их встречи В.И. Кирлисом выявлено чередование зон размыва и аккумуляции, что предположительно "связано с передвижением вдоль берега песчаных макроформ в виде больших куполов, которое происходит скорее всего на глубине 15-20 м" [там-же, стр.212]. Позже явление смены знаков деформации по ходу потока подтверждалось неоднократно, а выявленная цикличность в 2-Згода [74] согласуется с приведенной выше аналогичной периодичностью для северного побережья Самбийского п-ова [23].
В статье, вышедшей в 1974 году, В.И. Кирлисом с коллегами выполнены расчеты наносодвижущих сил уже по ветроэнергетическому методу Кнапса для того-же района, включая и материковый берег к северу от Клайпеды. Результаты получились аналогичными. Но сделанные на основе расчетов по гидрометеорологическому методу выводы не столь категоричны и" показывают, что вдольбереговое итоговое перемещение наносов имеет здесь не северное направление, что свойственно остальной части пересыпи, а южное. Наносодвижущая энергия, направленная на Ю (-Т=0,1112квт/м), почти в 1,5 раза превышает энергию потока, направленную на С (+Т=0,0790 квт/м). Однако морфо-литодинамические характеристики, полученные исследованиями в природных условиях противоречат, по мнению В.И. Кирлиса расчетным данным: "что свидетельствует о наличии итогового перемещения наносов на С и на этом участке пересыпи" [102, стр.159].
В итоге, В.Й. Кирлис остался верен идее восточно-балтийского потока наносов, о чем свидетельствует изображенный им однонаправленный итоговый перенос песчаного материала вдоль Куршской косы и далее в сторону Лиепаи и м. Колкасрагс (рис.6.19) [106]. Тем не менее, наличие разрыва в потоке и резкое уменьшение его мощности к северу от Клайпеды свидетельствует о существенном изменении режима потока на этом участке побережья при сохранении генерального направления переноса. В сущности ,вдольбереговой поток в дистальной части Куршской косы практически весь разгружается, т.е. прекращается, а к северу от Клайпеды, согласно В.Й. Кирлису, формируется уже новый поток с зоной питания на участке Гируляй-Паланга, где наблюдается активная абразия берега и подводного берегового склона. Вопрос лишь в том - куда он направлен.
Факт закономерного нарушения режима вдольберегового потока наносов в северной части Куршской косы, вплоть до его разворота, подтверждается результатами расчета вдольберегового потока волновой энергии, выполненые по методике Попова-Совершаева (рис. 6.20) [160]. Аналогичные расчеты, проведенные по методам Максимчука и Пышкина для всего побережья юго-восточной Балтики, не только подтвердили существование зоны встречных результирующих потоков в районе дистальной части Куршской косы, но и выявили серию локальных разнонаправленных потоков на Литовско-Латышском побережье, вплоть до м. Кнуби (рис. 6.21).
