Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему
Морфология и динамика современных трансгрессивных баров Каспийского моря
ВАК РФ 11.00.01, Физическая география, геофизика и геохимия ландшафтов
Автореферат диссертации по теме "Морфология и динамика современных трансгрессивных баров Каспийского моря"
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М. В. ЛОМОНОСОВА
РГ6 од Географический факультет
18 янв н>ьа
На правах рукописи
ОГОРОДОВ Станислав Анатольевич
МОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА СОВРЕМЕННЫХ ТРАНСГРЕССИВНЫХ БАРОВ КАСПИЙСКОГО МОРЯ
11.00.04. - геоморфология и эволюционная география
Автореферат диссертации на соискаиие ученой степени кандидата географических наук
(К1 С-*1'
Москва - 1998
Работа выполнена на кафедре геоморфологии и палеогеографии географического факультета Московского государственного университета имени М. В. Ломоносова
Научный руководитель:
доктор географических наук, профессор Г. А. Сафьянов
Официальные оппоненты:
1. Доктор географических наук, ст. науч. сотр. В. Н. Коротаев
2. Кандидат физико-математических наук, ст. науч. сотр. Л. А. Ещенко
Ведущая организация - Институт океанологии РАН
Защита состоится средой** 1 99<£г. в часов на заседали!
диссертационного совета по геоморфологии, эволюционной географии, геокриологш и гляциологии, географической картографии и геоинформатике при Московски*, государственном университете им. М.В. Ломоносова (Д-053.05.06) по адресу: 119899 Москва, Ленинские горы, МГУ, географический факультет, 21 этаж, аудитория 2109.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке гео1рафического факультета МГУ на 21 этаже.
Автореферат разослан
Отзывы на автореферат (в двух экземплярах, заверенные печатью) проси\ направлять по адресу: 119899, Москва, ГСП-3, Ленинские горы, МГУ географический факультет, ученому секретарю диссертационного советг (Д-053.05.06)
Ученый секретарь .
диссертационного совета, _ К^^ЬН^^
профессор /7 Ю. Ф. Книжников
рс^С:.: -Г.*-~Л "„.'. Г-'.' л
^ ' ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность темы. Настоящая работа посвящена одному из важнейших азделов геоморфологии морских берегов - проблеме формирования и развития ереговых баров, рассмотренной на примере современных трансгрессивных баров лспнйского моря.
Два последних десятилетия развитие берегов Каспийского моря происходило на юне экстраординарного повышения уровня моря. Резкий подъем уровня привел к атоплению и подтоплению берегов, к их размыву и разрушению объектов ражданского и промышленного строительства. А на большинстве аккумулятивных частков с волновой переработкой сформировались береговые бары, за которыми озникли лагуны. Огромный ущерб, наносимый народному хозяйству прибрежной олосы Каспийского моря в результате быстрого подъема уровня, требует разработки омплекса берегозащитных мероприятий. В связи с чем необходимо четкое редставление о ходе природных процессов, вызванных современной трансгрессией, , в частности, особый интерес представляет вопрос формирования и развития ереговых баров.
Кроме того, процессы образования и эволюции современных трансгрессивных аров Каспийского моря представляют несомненный интерес в случае реализации рогнозов трансгрессии Мирового океана, так как развитие берегов Каспия в :ловиях повышения уровня моря может стать основой для модели, применимой и к грегам мира.
Среди берегов Каспийского моря, подвергающихся волновой переработке, доля агунных берегов с четко выраженным в рельефе современным баром составляет эчти половину от их общей протяженности, что резко контрастирует с подобными эказателями на берегах Мирового океана. Несмотря на казалось бы хорошую зученность причин формирования береговых баров в период трансгрессии Каспия ?78-98 гг., ряд вопросов остаются до сих пор открытыми.
Цель н задачи исследования. Целью работы является выявление «морфологических и морфодинамических условий и причин распространения ^временных береговых баров Каспийского моря, имеющее важное научно-етодическое и прикладное значение.
Для достижения поставленной цели сформулированы и решены следующие щачи: 1. Критический анализ взглядов на проблему образования и развития баров I берегах Мирового океана в плейстоцене-голоцене. Рассмотрение теоретических люв поведения берегов в условия повышения уровня моря и, в том числе, проблемы фообразования. 2. Оценка роли предшествующего регрессивного этапа развития ;рега, так как условия формирования регрессивной террасы и тип, по которому ввиваются берега Каспийского моря, в настоящее время, тесно связаны. 3. точнение граничных рамок распространения различных типов трансгрессивного «вития берегов Каспийского моря. 4. Анализ соотношения уклонов подводного слона и поверхности регрессивной для районов распространения современных )ансгрессивных баров Каспийского моря. 5. Изучение причин и условий их ормирования, в том числе степени выработки профиля подводного склона, шенений ветроволнового режима и параметров наносов. 6. Прогноз развития
берегов лагунного типа в случае стабилизации уровня или смены знака колебаний с учетом времени, в течение которого должна пройти полная релаксация системы.
Теоретические основы исследования. В основу диссертации положен фактический материал, собранный автором во время экспедиционных исследований 1994-98 гг. на Каспийском море, а также наблюдений на Азовском и Балтийском морях. Дополнительно использовано большое количество литературных источников и фондовых материалов Лаборатории морской геоморфологии МГУ.
Основные результаты и научная новизна. На основе критического анализг проблемы трансгрессивного развития берегов и формирования береговых баров строения и возраста рыхлых отложений в районах распространения баров собственных фактических данных показано влияние соотношения уклош подводного склона с уклоном поверхности прилегающей суши, которую захватывает трансгрессия, на тип развития берега в условиях подъема уровня и, в частности образование баров.
На основе анализа существующих моделей трансгрессивного развития берегм Каспийского моря и многочисленных морфометрических измерений уклоно! подводного склона и поверхности регрессивной террасы различных районов Каспш предложена собственная оригинальная модель.
На основе стационарных и полевых наблюдений на берегах Каспийского мор) установлено, что важнейшей причиной формирования и широкого распространешп современных береговых баров на Каспии является запаздывание процессо: перестройки профиля подводного склона, обусловленное сложным сочетание* положения уровня и критических волнений, снижением ветроволновой активности укрупнением параметров наносов.
Предложены прогнозные сценарии развития лагунных берегов Каспийскоп моря в случае стабилизации уровня или смены знака колебаний уровня.
Практическая ценность. Материалы диссертации могут быть рекомендованы ] использованию научно-исследовательским, проектным и производственны* организациям при прогнозировании поведения берегов в условиях колебаний уровн: моря, проведении природоохранных и берегозащитных мероприятий, разработк схем мониторинга состояния берегов, разработке ТЭО, выборе условий дл: проектирования и строительства на побережьях трансгрессирующих водоемов географическим факультетам университетов и других учебных заведений - дл использования в учебных курсах по геоморфологии морских берегов.
Апробация работы. Основные положения диссертационной работ! опубликованы в серии статей и докладывались на Всероссийской конференции "300 лет Российского морского флота", Международном совещании "Динамика морей ; внутренних водоемов", а также ряде конференций студентов и аспирантов п фундаментальным наукам и методологических семинарах.
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введенш четырех глав и заключения, общий объем -150 стр., включая 61 рисунок, 4 таблицы список литературы из 160 наименований.
Работа выполнена на кафедре геоморфологии и палсогеографи географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова под руководством доктор
еографических наук, профессора Г.А. Сафьянова, которому автор выражает лубокую признательность.
Автор благодарит за помощь и поддержку в экспедиционных исследованиях, 1енные советы и предоставленные материалы декана географического факультета, юктора географических наук, профессора Н.С. Касимова, сотрудников кафедры еоморфологии и палеогеографии: профессора Г.И. Рычагова, с.н.с. С.А. Лукьянову, •Н.с. А.Н. Варущенко, с.н.с. Л.А. Жиндарсва, с.н.с. Л.М. Шипилову, н.с. Л.И. Салинину. Особую признательность автор выражает доценту Е.И. Игнатову, с.н.с :.Н. Бадюковой, с.н.с. Г.Д. Соловьевой, полевые исследования, беседы и научные [искуссии с которыми оказали существенное влияние на научные взгляды автора.
Глава 1. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ФОРМИРОВАНИИ И РАЗВИТИИ БЕРЕГОВЫХ БАРОВ
Береговые бары, занимающие по разным данным от 9 до 13% протяжения -ереговой линии Мирового океана, имеют поистине планетарное распространение Леонтьевы, 1957; Леонтьев, Никифоров, 1965; Schwartz, 1973; Соловьева 1977). Для внимания процессов формирования и развития современных трансгрессивных аров Каспийского моря необходим детальный критический анализ взглядов на эту роблему как в общетеоретическом, так и региональном аспектах. Изучение баров на 1аспии, образовавшихся в ходе современной трансгрессии 1978-98 гг., несомненно озволит дополнить сложившиеся теоретические модели барообразования, так как опрос происхождения и эволюции баров еще нельзя считать решенным.
По В.П. Зенковичу (1957) "Береговыми барами называются длинные узкие олосы морских наносов, поднятые над уровнем моря и протягивающиеся на екотором расстоянии от коренной суши параллельно генеральному направлению юрского берега. За береговыми барами располагаются лагуны". Первые редположения об образовании берегового бара были сделаны Э. де Бомоном Beaumont, 1845). Он утверждал, что береговые бары строятся волнами, которые азмывают дно в прибойной зоне и отлагают продукты размыва за вершиной ересыпн. Совершенно иную точку зрения высказал МакГи (McGee, 1890). В отличие т де Бомона он рассматривал процесс формирования береговых и островных баров в словиях повышающегося, а не стабильного уровня моря. По МакГи образование аров ("half-drowned keys") есть результат частичного подтопления прежде уществовавгаих береговых валов в условиях быстрого подъема уровня моря, когда атоплеиие полого наклонной прибрежной равнины позади бара происходит быстрее, ем ветер и волновое воздействие смещают бар в сторону суши. В этом случае лагуна удет занимать поверхность, прежде бывшую поверхностью суши. Позднее гипотеза 1акГи была признана Джонсоном, автором первой монографии о береговых роцессах и развитии морских берегов (Johnson, 1919), "непригодной" и, к ожалению, надолго была забыта как зарубежными, так и отечественными пециалистами.
Джонсон (Johnson, 1919) рассматривал образование баров при постоянном ровне моря, но после имевшей место регрессии. В этом случае в зону деформации олн попадает слабо наклонная поверхность дна, покрытого песчаным материалом,
волны начинают перемещать наносы в сторону берега, формируя в зоне забурунивания подводный вал. Из этого вала в процессе его перемещения к берегу и наращивания вверх образуется береговой бар. Последний со временем "переползает" через илистые лагунные отложения, примыкает к первичному берегу и отмирает. Вслед за Джонсоном береговые бары длительное время рассматривались в качестве индикатора "берегов поднятия". Более поздними исследованиями было установлено, что большинство береговых баров сформированы как раз на берегах погружения, а не поднятия (Rüssel, 1936; Зенкович, 1957, 1962; Леонтьев, 1961; Буданов, Ионин и др.. 1960; Соловьева, 1977 и др.), хотя работа Джонсона до сих пор является базовой для ряда исследователей.
За последние полвека в геоморфологической науке сложились две теории барообразования. Первая сформировалась вслед за гипотезами де Бомона и Джонсона. На ранних этапах изучения баров их образование связывалось с процессом формирования подводных валов (Зенкович, 1946), которые постепеннс растут, а выходя на поверхность превращаются в бары и отчленяют собой лагуну Позднее было установлено, что бары и валы - разномасштабные явления (Eropoi 1951, 1956). Согласно последним работам по динамике береговой зоны (Айбулатов 1990), в зоне деформации волн формируются лишь подводные валы, являющие« элементами гидродинамического равновесия. Подводные валы могут перемещать« по подводному склону в ту или иную сторону в зависимости от волновой обстановки На поверхность может выйти только прибрежный вал, сформировав миниатюрные бар, который очень быстро причленяется к пляжу и исчезает, однако этот процесс Hi порядок меньшего масштаба, нежели образование берегового бара.
Позднее В.П. Зенкович (1958,1962) и O.K. Леонтьев (1960,1961) рассматривают возможность образования подводного бара, а затем его дальнейшего выхода нг поверхность. Если береговые бары и острова формируются из "подводных баров эмбрионов", то можно наблюдать процесс на разных стадиях. В качестве примеро! подводных баров, не вышедших на поверхность из-за дефицита наносов, приводите) банки на Черном море и многочисленные острова и банки на Каспии.
Однако последующими исследованиями установлено, что большая часть данньп образований имеют субаэральное происхождение. Так, черноморские баню представляют собой прирусловые валы Палеоднепра и древние береговые бары затопленные к настоящему времени (Невесский, 1968). Часть банок и острово! Каспийского моря - аккумулятивные формы бывших береговых линий Каспия расположенные на краю дельты и авандельты Волга (Бадкжова, Варущенко и др. 1996). Другие каспийские острова и банки приурочены к локальным тектонически* поднятиям, а не обычным скоплениям морских наносов на дне (Леонтьев, 1957 Никифоров, 1977).
Наконец, не ясен механизм образования самого подводного бара, не говоря уж< о выходе его на поверхность. В.П. Зенкович (1957, 1962) рассматривае возможность образования бара в условиях выработки профиля равновесия н изначально плоской полого наклонной поверхности в независимости от колебанш уровня моря. O.K. Леонтьев (1960) и Л.Г. Никифоров (1964) говорят i необходимости наличия перегиба на подводном склоне, за которым, как результа
эезкого падения энергии волн, началась бы аккумуляция. Вместе с тем ■федполагается, что накопление наносов на дне происходит на значительно больших -лубинах, чем зона распространения подводных валов (Леонтьев, Никифоров, 1965). З.П. Зенкович (1957) и O.K. Леонтьев (1957) считают, что благоприятным для )бразования бара являются уклоны подводного склона от 0,001 до 0,005.
Здесь существует сразу несколько проблем. Во-первых, идеально пологую 'невыработанную поверхность", как и перегиб в верхней части подводного склона, ¡ложенного рыхлыми наносами, можно получить лишь в лаборатории в случае шювенного подъема уровня в лотке над заранее подготовленной поверхностью. В грироде, в условиях рыхлых наносов, встречается в основном "вогнутый" в верхней [асти подводного склона профиль. Подводный склон с выраженным перегибом на [рофиле можно встретить лишь у некоторых дельт с избыточным поступлением кадочного материала, либо при заполнении водохранилищ. Примеры выхода на говерхность подводных баров, приводимые В.П. Зенковичем (1962), как раз :арактеризуют подобные варианты (Rüssel, 1936; Price, 1956; Живаго, 1954). 1римеры образования островов на Северном Каспии, приводимые O.K. Леонтьевым 1961), относятся к понижающемуся уровню, когда на поверхность могут выйти тобые палеоформы, а механизм барообразования может оказаться и не адействованиым. Применить последний пример к берегам Мира не удается, так как рактически все берега с барами - берега "погружения".
Во-вторых, уклоны подводного склона до глубины заметных деформаций ельефа на открытых океанических побережьях, где встречаются бары зачастую ыше 0,01, да и на внутренних морях имеются примеры образования баров на ерегах с уклоном подводного склона, достигающим 0,025 (Каспийское море, район осы Кендерли), и даже 0,04 (Балтийское море, Куршская коса).
В-третьих, современные данные о рельефе дна волнового происхождения на одводном склоне показывают, что мористее зоны подводных валов образуются ишь мезо- и микроформы - волны и рифели с максимальным размером до 0,5м 4йбулатов, 1990).
Кроме того, невозможно представить процесс перехода подводного бара в адводное положение в условиях стабильного и тем более повышающегося уровня, ак как по мере уменьшения глубины над его гребнем скорости движения воды над аром увеличиваются и волны начинают размывать вершину бара, вместо того чтобы аращивать его (Егоров, 1956; Леонтьев, Никифоров, 1965, 1966; Leontyev, 1965, 969). Экспериментальные исследования показали, что аккумулятивная форма может ерейти из подводного в надводное состояние только в условиях относительного онижения уровня (Леонтьев, Никифоров, 1965,1966; Никифоров, 1977).
В связи с последним доводом O.K. Леонтьев и Л.Г. Никифоров пришли к ыводу, что образование береговых баров произошло в период резкого и достаточно родолжителыюго падения уровня Мирового океана около 4500-4000 лет назад, аложившегося на послеледниковую трансгрессию (Леонтьев, Никифоров, 1965; eontyev, 1965, 1969). Уровень моря, по их мнению, перед этим падением превышал эзременный по крайней мере на 3-5 метров, о чем свидетельствует широкое аспространение фландрской террасы. Таким образом, бары - реликтовые
образования, представляющие собой неустойчивые формы рельефа, не соответствующие новым гидродинамическим условиям возобновившегося подъеме уровня. Этим и объясняется их почти повсеместный современный размыв (Леонтьев Никифоров, 1965; Leontyev, 1965,1969).
Данные других авторов, основанные в том числе на анализе образцо! радиоуглеродным методом, противоречат высказанным выше соображениям Система "бар - лагуна" существовала на многих побережьях мира задолго дс максимума послеледниковой трансгрессии (6000-5000 лет), если таковой вообпк имел место (Kraft, John, 1979, Jelgersma, 1961, Staaten, 1965, Duffy, Belknap, 1989 Dillon, 1970, Dolan, Lins, 1989).
Что касается современного размыва береговых баров, то по-видимому, емз способствует не только наблюдаемый в нашем столетии подъем уровня Мировогс океана со скоростью около 1,5 мм в год (Клиге, 1985; Каплин, 1993). Другой важно} причиной современного размыва баров, питающихся в основном за счет поперечной перемещения наносов, является истощение на поверхности шельфа запаео! пляжеобразующей фракции 0,25-0,5 мм в интервале глубин 10-25 метров (Сафьянов 1978, 1996). Еще одной не менее важной причиной, вызывающей дефицит наносо) пляжеобразующих фракций на подводном склоне, является выход здесь ране< погребенных лагунных отложений. Этот эффект часто наблюдается на берегах мир! и, в частности, сейчас широко распространен на берегах трансгрессирующеп Каспия. Кроме того, в ряде случаев нельзя говорить о размыве как таковом. В случае если происходит смещение бара в процессе перехлестывания штормовых заплеско! через гребень и перебрасывания материала с фронтальной части на тыловой склон более уместно говорить лишь об отступании береговой линии. И, естественно, нельз: забывать об усилении влияния в нашем столетии антропогенного фактора на хо; береговых процессов (Берд, 1990).
Вторая теория барообразования сложилась вслед за работой МакГи (McGee 1890), который писал о частичном подтоплении береговых валов и дюн на кран пологих прибрежных равнин в условиях подъема уровня моря. Затем о статье МакГ] забыли более чем на 80 лет. Независимо от МакГи к подобной модели формировани баров пришли В.П. Зенкович (1950,1952, 1957), П.А. Каплин (1957, 1964, 1973) и J1 Хойт (Hoyt, 1967, 1968, 1969). В.П. Зенкович рассматривает эффект подтоплени гребней береговых валов на краю плоской аккумулятивной равнины при условии, чт подводный береговой склон, сложенный наносами, распределенными по профиле равновесия, более крутому, чем поверхность равнины суши. Когда начинаете погружение всего комплекса, береговой вал отступает в сторону суши, так как волш на новом, более высоком уровне могут перебрасывать наносы через гребень вала. 1 конце концов наступает момент, когда полоса береговой равнины оказывается ниж уровня моря и заполняется морскими водами, фильтрующимися через вал, превращается в лагуну.
При данной схеме развития рельефа важнейшей диагностической особенность! данного способа образования баров является залегание лагунных отложени непосредственно на субаэральных отложениях, или намного более древних морски отложениях, находившихся перед образованием лагуны в субаэральном положенш
злегание лагунных отложений на морских отложениях этого же возраста ^ответствовало бы первому способу образования береговых баров из подводных, нализ литературы по различным районам земного шара показывает, что, как равило, голоценовые лагунные отложения залегают на аллювиальных, эоловых, ;дниковых, флювиогляциальных, озерных, склоновых и прочих отложениях гсейстоцена.
Другим менее значимым диагностическим признаком способа образования бара зляется плановое очертание границы лагуны со стороны суши. В том случае, если ф образовался за счет подтопления береговых валов и дюн на краю прибрежной шнины, береговая линия на границе "лагуна - суша" будет носить ингрессионный фактер. В случае, если бы береговой бар образовался из подводного, такая граница шжна быть идеально ровной, так как опирается на голоценовый пляж, формированный еще за долго до выхода бар на поверхность. Анализ плановых 1ертаний береговых линий, ограничивающих лагуны со стороны материковой суши, эзволяет говорить о ингрессионном характере этой границы для большинства 1Йонов мира, где встречаются береговые бары.
Изложенные факты и доводы, позволяют утверждать что абсолютное )лыотнство береговых баров образовалось за счет подтопления береговых валов на ?аю приморской низменной равнины. Таким образом, образование берегового бара шн из вариантов развития берега в условиях повышения уровня моря.
Схема преобразования береговой зоны в условиях повышения уровня была 1ервые предложена советскими учеными (Зенкович, 1946; Леонтьев, 1949). В общем ще суть ее заключается в следующем. Повышение уровня моря приводит к сличению глубины над подводным береговым склоном (ПБС). Поступающая щновая энергия в большей степени расходуется на перестройку профиля >дводного берегового склона. Зона максимального волнового воздействия на дно 1ещается в верх по профилю на тот участок подводного склона, где гидравлическая >упность осадков не соответствует возросшему волновому воздействию, роисходит перераспределение осадков по крупности. Продукты размыва •латаются в нижней части ПБС, крупные фракции смещаются к берегу. Процесс 1ет до тех пор, пока не будет восстановлен профиль, подобный исходному, но ¡сколько продвинутый в сторону суши. То есть профиль, а значит, и уклон ПБС ремятся к предыдущему равновесному состоянию, такому, при котором находился л берег при более или менее стабильном положении уровня.
В. П. Зенкович (1962) рассматривает три возможных варианта развития берега. :ли трансгрессирующее море подходит к круто наклоненным участкам древних [ифов или иных возвышенностей, начинается их абразия и размыв до выработки ответствующего равновесного профиля. Продукты размыва перемещаются вниз по «водному склону. Совершенно иначе идет процесс, если прилегающая суша юдставляет собой равнину, наклоненную к морю под углом меньшим, чем профиль вновесия подводного склона. В данном случае начинается размыв края этой внины, причем крупный материал (наносы волнового поля) перемещается в орону суши, формируя мощный береговой вал. По мере дальнейшего погружения л растет и, перемещаясь в сторону суши, постепенно подтопляется, так как часть
расположенной за ним приморской равнины оказывается ниже уровня моря. С момента образования лагуны, подтопленный береговой вал становится баром Возможна и некая промежуточная ситуация, когда часть размываемых наносо1 устремится в процессе выработки равновесного профиля к берегу, часть от него.
На западе, независимо от наших ученых, к аналогичным выводам пришел П Бруун (Вгиип, 1962). "Правило Зенковича-Бууна" удобно аппроксимировап выражением: Х=УЛ£а (1), где X - величина отступания береговой линии; У величина повышения уровня моря; - уклон подводного берегового склона (п< изобате, где заканчиваются заметные деформации дна в ходе перестройки профил; подводного склона). Позднее появилась целая серия модификаций зависимосп Зенковича-Брууна применительно к конкретным особенностям берега. Однак< реальная применимость формулы Брууна и последующих модификаций ограничен; невозможностью учесть обмен наносами за счет вдольберегового перемещения трудностями в определении верхней и нижней границ подводного берегового склон; и характера распределения наносов на нем (Каплин, Леонтьев, Селиванов, 1997). I особенно сложная проблема, которую не рассматривает правило Брууна, - оценк степени выработки профиля равновесия (Игнатов, Огородов, 1998; ИгнатоБ Огородов, Сафьянов, 1998; Сафьянов, Огородов, 1998), так как эта модель по существу предполагает "мгновенную реакцию" на подъем уровня.
В качестве итога рассмотрим три теоретически возможных варианта развита берега, сложенного рыхлыми отложениями, для случаев с разным соотношение-уклона ПБС и уклона прилегающей суши исходя из правила и зависимости (1 Зенковича-Брууна (рис. 1). В первом варианте уклон прилегающей суши больше уклона ПБС Оет^сх). При повышении уровня моря зона максимального волнового воздействия смещается вверх по профилю, достигая участков несоответствующих уклону ПБС и материала с нехарактерной крупностью. Возросшее волновое воздействие приводит к размыву на берегу и в верхней части вновь образованного при повышении уровня моря ПБС. Размыв будет продолжаться до тех пор, пока уклон размытого участка не будет соответствовать уклону исходного ПБС. В данном случае берег должен развиваться по типу берегов размыва.
Второй вариант имеет место при равенстве уклонов ПБС и прилегающей суши Так как уклоны равны, не требуется серьезной перестройки профиля. Изменения происходят лишь в приурезовой части при смещении берегового вала вслед за повышающимся уровнем. Должен
уровня моря: 1 - размыв; 2 - аккумуляция; 3 -начальный профиль; 4 - профиль, выработан» применительно к повысившемуся уровню исходя из правила Брууна-Зенковича; и -начальный уровень; 1Л - новый уровень; tga уклон ПБС; г^у - уклон прилегающей суши
наблюдаться как размыв на морском склоне пляжа, так и аккумуляция на тыловом. Берег не меняет свой тип, несмотря на смещение береговой линии, оставаясь 1ккумулятивным пляжевым.
Третий вариант предполагает, что уклон прилегающей суши меньше уклона ПБС tgy<tga). В данных условиях создадутся предпосылки для формирования берегового эара. Возросшее волновое воздействие приведет к размыву на подводной и тдводной части морского склона пляжа. Как результат резкого падения уклонов юверхности и выраженной волновой асимметрии продукты размыва большей тстью устремятся вверх по профилю, аккумулируясь за гребнем берегового вала и гаращивая его. Таким образом при переплескивании прибойного потока через ребень береговой вал должен смещаться в сторону суши. Если в ходе повышения фовня морской урез вала будет продвигаться в сторону суши согласно формуле (1), iTO приведет к подтоплению за ним более пологой поверхности суши и образованию гагуны. Расширение лагуны как результат более низких уклонов поверхности, на гаторую распространяется трансгрессия, должно опережать продвижение бара в :торону суши.
Наблюдения показывают, что диапазон уклонов подводного склона, ¡лагоприятных для развития того или иного типа берега, чрезвычайно широк. Так, iepera размыва могут формироваться и при очень низких уклонах подводного склона от 0,0005). Береговые бары образуются в диапазоне 0,0005 - 0,04. Процесс же пгступания береговой линии определяется именно уклоном ПБС. Таким образом, зормирование и развитие берега при подъеме уровня моря определяет не столько тон подводного склона, сколько соотношение уклона подводного склона и уклона [рилегающей суши. Бар развивается лишь при превышении уклона подводного клона над уклоном прилегающей суши.
Глава 2. УСЛОВИЯ И ПРИЧИНЫ ФОРМИРОВАНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ТРАНСГРЕССИВНЫХ БАРОВ КАСПИЙСКОГО МОРЯ
В начале главы рассматриваются физико-географические и геолого-еоморфологические особенности Каспийского моря. Большое внимание уделено олебаниям уровня, особенно за последние двадцать лет.
Тип, по которому развивается берег в условиях трансгрессии непосредственно ависнт от соотношения уклона подводного склона с уклоном прилегающей суши. На lacrnra современная трансгрессия 1978-98 гг. распространяется в значительной мере а поверхность аккумулятивной террасы, образовавшейся в ходе предшествующей егрессии 1929-77 гг. В связи с этим, для решения вопроса о происхождении овременных трансгрессивных баров Каспийского моря определенный интерес редставляет процесс образования регрессивной террасы.
Влияние понижения уровня моря на динамику наносов и форму профиля ПБС ассмотрено O.K. Леонтьевым (1949). В результате понижения уровня моря зона [аксимального волнового воздействия с резко выраженной асимметрией придонных олковых скоростей смещается вниз по подводному склону на участок с ехарактерной для данного гидродинамического режима крупностью осадков. В езультате относительно крупные частицы переместятся к берегу, а относительно
мелкозернистые устремятся вниз по подводному склону. Таким образом, снижение уровня моря приведет к размыву в средней части профиля и выносу материала I верхнюю и нижнюю его части, где будет происходить аккумуляция материала Выдвижение береговой линии при понижении уровня моря обусловливается н< только "пассивным" осушением прибрежной мелководной полосы, но и 1 значительной степени образованием аккумулятивного тела, накоплением наносов н; берегу. В пределе, если старый профиль будет обрабатываться волнами при той ж( гидрометеорологической обстановке, что и до понижения уровня, достаточно долго! время, на его месте должен будет выработаться профиль, подобный исходному I отличающийся лишь тем, что он относительно первого будет сдвинут в сторону мор) и расположен гипсометрически ниже по отношению к старому уровню. То есть уклон формирующейся регрессивной террасы должен примерно соответствовап уклону ПБС.
Сравнение уклонов поверхности регрессивной террасы, окончателыи сформировавшейся к 1977 году и уклонов ПБС на районы современной распространения баров показало определенные отличия от теоретической схемы. Н; некоторых участках берегов Каспийского моря уклон поверхности регрессивно] террасы оказался несколько выше уклона ПБС, на других ниже (рис 2).
Ю.С. Долотов (1989) отмечает, что в результате понижения уровня моря происходят качественные и количественные изменения режима питания, вплоть до того, что преобладающий источник питания сменяется другим. Поступление пляжеобразующих наносов к урезу может как возрасти, так и сократиться.
На тех берегах, где наблюдалась избыточная подпитка пляжей донным относительно крупнозернистым
материалом, аккумуляция оказалась более интенсивной, чем можно было ожидать согласно общетеоретическим представлениям. Уклон поверхности регрессивной террасы в этом случае становится меньше уклона ПБС рис. 2, г, д) за счет причленения более крупных береговых валов. Усиление аккумуляции имеет место вследствие смещения зоны с четко выраженной асимметрией волновых
скоростей вниз по подводному склону в Рис. 2. Поперечные профили береговой зоны ряда тех районах, где наблюдается районов Каспия к окончанию регрессии 1929-77 гг. инверсионное распределение наносов на ПБС. Например, такой вариаг
^регрессивная
^црраса остров Чечень, створ маяка (Дагестан
•*« I'
ИИ «М 17Ш
пос.Худат-4 (Азербайджан)
развития берега возможен, если зона максимальной волновой активности приблизится к ракушечным банкам, часто располагающимся на глубинах 5-Юм. При понижении уровня на 2-Зм это достижимо. Как известно, ракуша, несмотря на значительные размеры (до 40 мм), имеет ту же неразмывающую скорость, что песок и мелкий гравий (Айбулатов, 1990). В результате больший объем ракуши по :равнению с предшествующим периодом вовлекался в движение к берегу. Аналогичная ситуация имела место в случае размыва в средней части ПБС более древних крупнозернистых отложений. Об этом свидетельствует наличие в этложениях террасы, наряду с современными, большого количества переотложенных эаковин моллюсков. Вариант, в котором уклон регрессивной террасы меньше уклона ПБС, фиксируется в районах с обильным поступлением наносов из других источников, например вблизи устьев рек Терека и Сулака.
Другая часть берегов характеризуется слабым превышением уклона эегрессивной террасы над уклоном ПБС Оду > 1§а) рис. 2, а, б). Такое соотношение |Тслонов вызвано наступившим в ходе понижения уровня дефицитом наносов тляжеобразующих фракций. Этот путь вероятен для берегов, характеризующихся юрмальным распределением наносов на подводном склоне. В.П. Зенкович отмечает, гго процесс выбрасывания наносов к берегу имеет место "лишь до тех пор, пока зона деформации волн не опустится до нижней границы залегания песчаных отложений т дне" (Зенкович, 1962). На начальном этапе регрессии, пока зона с выраженной симметрией находилась в пределах распространения пляжеобразующих отложений, даблюдалась аккумуляция наносов в соответствии с общетеоретической схемой. При дальнейшем падении уровня моря, эта зона сместилась в поле относительно мелкозернистых наносов с нехарактерной для данной гидродинамической Остановки крупностью, вызвав интенсивный размыв в средней части профиля и 1ынос материала вниз по ПБС. Аккумуляция материала на урезе осуществлялась гашь за счет перемещения наносов вдоль берега из районов, где дефицит шяжеобразующего материала не был столь очевиден. Дополнительной причиной дефицита наносов на отдельных участках берегов стало строительство портов и >азличных гидротехнических сооружений на реках. Таким образом, при влиянии (ышеперечисленных факторов формирование регрессивной террасы на берегах, дспытывающих дефицит наносов, в большей степени определялось консервацией фиурезового участка ПБС, чем аккумуляцией. Следовательно, уклон формирующейся поверхности регрессивной террасы определялся уклоном более футосклонного приурезового участка ПБС, а не уклоном ПБС в целом. Однако [ефицит наносов не является обязательным условием формирования регрессивной еррасы, уклон которой равен уклону приурезового участка ПБС. При уклонах дна 1енее 0,002 выбрасывания наносов к урезу не наблюдается, так как волны (сформируются далеко в море (Леонтьев, 1957; Долотов, 1958). Приращение берега в том случае происходит за счет простого осушения.
Таким образом, утверждение (Бадюкова, Варущенко и др., 1996; Рычагов, Никифоров и др., 1996), что на Каспии трансгрессия 1978-98 гг. в большинстве случаев >аспространяется на субгоризонтальную поверхность террасы 1929-77 гг., уклон ко-орой меньше уклона подводного склона, справедливо лишь для отдельных случаев.
Два последних десятилетия развитие берегов Каспийского моря происходило на фоне экстраординарного повышения уровня моря. Повышение уровня моря привело к коренным изменениям в морфологии и динамике береговой зоны. При поднятии уровня моря в зону действия морских волн попадает морская часть аккумулятивных форм с более крутым уклоном, чем на подводном склоне. Крутые уклоны в приурезовой части подводного берегового склона обеспечивают подход к берег> более крупных, не потерявших свою энергию волн, в результате начинается активный размыв аккумулятивных форм и перестройка профиля подводного склонг (Никифоров, Рычагов, 1988; Игнатов, Каплин и др., 1992).
Сопоставление различных моделей развития берегов Каспийского мор« (Игнатов, Каплин и др, 1992; Каплин, 1997; Лахиджани, 1997; КарНп, БеНуапоу, 1995; и др.) показало, что имеющиеся схемы по ряду принципиальных положений противоречат друг другу. Кроме того, обращает на себя внимание тот факт, чтс исследователи Каспия заключают тот или иной тип развития берега в сравнительно узкий диапазон уклонов подводного склона. Причем в каждой из моделей предлагается разный диапазон уклонов подводного склона применительно к одном) и тому же типу развития берега.
Автор не видит противоречия в том факте, что совершенно разные типь развития берега можно встретить при одном и том же уклоне подводного склона. Е главе 1 показано, что тип развития берега в условиях подъема уровня моря зависит не столько от уклона подводного склона, сколько от соотношения уклона подводногс склона с уклоном прилегающей суши, на которую распространяется трансгрессия Поэтому диапазон уклонов ПБС, в котором можно встретить определенный тиг берега, достаточно широк. Сложившая ситуация требует обобщения и существенного уточнения имеющихся моделей развития берега в условиях подъема уровш Каспийского моря, исходя из возможности существования различных типов берег; при одном и том же уклоне подводного берегового склона. Для выделение граничных рамок формирования различных типов берегов проделано более 25( измерений уклонов подводного склона для ряда районов Каспийского моря на основ< крупномасштабных батиметрических карт, промерных планшетов и промерны) профилей. Проанализированы литературные источники, данные полевых 1 аэровизуальных наблюдений.
Результаты анализа уклонов подводного склона для различных типов берего) представлены на рис. 3. Предельный уклон ПБС для берегов пассивного затоплени; составляет 0,0008. Примером берегов с такими высокими значениями уклонов ПБС может служить восточное побережье Ирана (Лахиджани, 1997). Появились работы позволяющие дополнить представления о берегах пассивного затопления (Кравцова Лукьянова, 1997), и показывающие, что районы затопленные в период 1978-95 гг являются ареной интенсивной биогенной и терригенной аккумуляции (рис. 3, а).
Повышение уровня моря привело к всплеску жизни в растительных сообщества: мелководий. Область распространения зарослей камыша и других гидрофильны: растений резко расширилась, на некоторых участках Северного Каспия д< нескольких километров в ширину. Многокилометровые полосы камыша, являютс здесь основным рельефообразующим фактором. Они играют роль ловушек дл
взвешенных наносов. Усилению аккумуляции способствует ежегодное отмирание части растительное ги в зимний период. Находясь в аридных и семиаридных условиях, Каспийское море является активным поглотителем эоловых частиц, особенно в периоды имеющих здесь высокую повторяемость пыльных бурь. Все это приводит к образованию вокруг и внутри зарослей мощного накопления полужидких неконсолидированных илов. Илистые накопления, в свою очередь, препятствуют подходу ветровых волн непосредственно к зарослям камыша, вызывая их гашение. С береговой стороны зарослей камыша на аэрокосмоснимках прослеживается полоска открытой воды, часто принимаемая за лагуну. Но считать такие берега лагунными, по-видимому, нельзя, так как на большем их протяжении береговой бар отсутствует. Наличие полоски открытой воды с береговой стороны зарослей камыша объясняется лишь тем, что мелководье не успевает зарастать камышом вслед за столь высокими скоростями повышения уровня, в условиях, когда годовое продвижение уреза в сторону суши может составлять сотни метров.
Второй тип развития берегов Каспийского моря в условиях трансгрессии предполагает образование берегового бара (рис. 3, б). Здесь прежде всего следует внести ясность по поводу баров восточного побережья Каспия. Среди авторов моделей имеются различные суждения о способе образования баров и уклонах ПБС в районе косы Кендерли, мыса Песчаный и южнотуркменского побережья.
Морфометрические измерения показали, что уклоны ПБС соответствуют диапазону 0,00050,001, предлагавшемуся в работе 1992 года (Игнатов, Каплин и др., 1992), только на южнотуркменском отрезке. В районе мыса Песчаный и косы Кедерли (рис. 2) уклоны ПБС достигают 0,005-0,025, что также превышает значения, даваемые П.А. Каплиным (1997). Однако нельзя не согласиться с Каплиным, что эти бары образовались за счет подтопления, а не на некотором расстоянии от берега, так как при таких значительных уклонах это не представляется возможным. Достаточно большая ширина лагуны в этих районах объясняется очень пологой по сравнению с подводным склоном поверхностью регрессивной террасы. Резкое расширение лагуны, как результат крайне низких уклонов затопляемой суши, при дискретных наблюдениях создает ложное впечатление, что этот бар "только что вышел из-под воды". Что касается южнотуркменского побережья, образование здесь бара на некотором расстоянии от берега невозможно в силу
ЕЕЗв ЕЕЕЬ ГТП» гтть ЩтЗ'о
ис. 3. Схема трансгрессивного развития ереговой зоны Каспийского моря (на основе [гнатов, Каплин, Лукьянова, Соловьева, 1992, изменениями): 1 - регрессивный уровень; 2 -рансгрессивный уровень; 3 - аккумуляция; 4 -азмыв; 5 - начальный профиль; 6 -овременный профиль; 7 - перемещение атериала размыва; 8 - подтопление; 9 -зболачивание; 10 - зарастание камышом
особенностей вогнутой формы приурезовой части подводного склона и нормальной распределения наносов на нем. Таким образом, развитие береговых баров и: подводных на восточном побережье Каспийского моря представляете) маловероятным, также как в других районах Каспия. Но предлагаемый П.А Каплиным (1997) верхний предел бароформирования - уклон 0,005 не может был взят за основу, так как имеется масса свидетельств образования баров при уклона) tga~0,01 (Игнатов, Каплин и др., 1992; Игнатов, Лукьянова и др., 1993; Лахиджани 1997, ТЭО "Каспий", 1993), и более (коса Кендерли, рис. 2, район мыса Песчаный) Бары широко распространены и на западном побережье Каспийского моря о' островов Тюлений и М. Жемчужный, до полуострова Сара на юге Азербайджана Бары западного побережья образовались в несколько более узком диапазоне уклоно] ПБС - от 0,001 до 0,01. На иранском побережье большинство баров формируются н; берегах с уклонами ПБС ~ 0,01 (Лахиджани, 1997). Таким образом, граничные рамга уклонов подводного склона, благоприятных для образования баров 0,0005 - 0,02; (рис. 3, б).
Третий тип развития берегов Каспийского моря в условиях подъема уровн: аккумулятивный пляжевый (рис. 3, в). Формируется при несколько более круты; уклонах прилегающей суши по сравнению с аккумулятивным баровым. В процесс! выработки нового профиля наиболее крупнозернистая часть наносов выбрасываете: на берег, формируя береговой вал, менее крупные оттягиваются вниз по профилю. I процессе подъема уровня такой вал обычно смещается вглубь суши. Наиболе благоприятными уклонами для развития данного типа берега Игнатов, Каплин и др (1992) считают tga-0,01, Каплин и Селиванов (Kaplin, Selivanov, 1995) tga~0,0005 0,005 (до 0,01), Каплин (1997) - tga~0,001-0,005, Лахиджани (1997) - tgct-0,0018 также не отрицая возможность развития по этому типу и при tgcc~0,01. В ряд районов подобные берега можно встретить и при tga~0,02-0,035, например на юг Дагестана в районе Дербента (ТЭО "Каспий", 1993) и в районе Килязи (Азербайджан (Kaplin, Selivanov, 1995). Обращает на себя внимание тот факт, что чем выше укло] подводного склона, тем выше и круче становится береговой вал, но тем не менее тш берега не меняется. Таким образом, диапазон уклонов ПБС, в котором на Касши формируется аккумулятивный пляжевый берег, составляет 0,0005 - 0,035 (рис. 3, в).
Берега размыва и абразионные берега, согласно существующим моделям наиболее широко распространены, если уклон ПБС превышает 0,01. Однако берег размыва часто встречаются и при более отлогих ПБС, там где урез вплотну* подходит к крутым склонам и уступам бэровских бугров, дюн, террас. В связи с че: предлагается расширить диапазон уклонов ПБС, при которых встречается подобны тип развития берега до tga>0,0008 (рис. 3, г).
Береговые бары получили в настоящее время широчайшее распространение н Каспийском море, а формирование берегового бара является одним из наиболе типичных вариантов развития береговой зоны в условиях современной трансгрессш Так, среди берегов Каспийского моря в пределах СНГ, подвергающихся волново переработке, доля лагунных берегов с четко выраженным в рельефе современны баром составляет не менее 38% от их общей протяженности.
С учетом же иранского побережья, где условия образования береговых баров особенно благоприятны, общая протяженность таких берегов может составить около 50%. Если сопоставить эти цифры с долей берегов с барами на пространстве Мирового океана, обнаруживается почти пятикратное превышение. Следовательно, условия формирования береговых баров на Каспии в ходе современного подъема уровня принципиально отличались от условий барообразования на берегах Мира во время послеледниковой трансгрессии.
Правило Брууна-Зенковича предполагает возможность формирования бара только при условии, что уклон подводного склона превышает уклон подвергающейся затоплению суши. На Каспии, вопреки сложившемуся мнению, как показано выше, подобные условия встречаются не часто. С целью определить для районов распространения современных трансгрессивных баров как соотносились здесь уклоны подводного склона и прилегающей суши (регрессивной террасы 1929-77 гт.) перед началом трансгрессии, были привлечены крупномасштабные топографические материалы. Проделано более 300 морфометрических измерений уклонов поверхности регрессивной террасы с шагом в 1 км на типичные районы современного распространения береговых баров, результаты измерений сопоставлены с уклонами ПБС. Результаты измерений подтвердили, что современные трансгрессивные бары Каспийского моря образовались не только в районах, где уклон ПБС превышает уклон прилегающей суши, как это следует из сложившихся теоретических представлений о развитии берегов в условиях повышения уровня моря. Береговые бары встречаются на участках с равенством уклонов прилегающей суши и подводного склона, а в ряде случаев, где уклон прилегающей суши может и несколько превышать уклон подводного склона. Столь теоретически неоправданно широкое распространение береговых баров на Каспии требует объяснения.
Если образование трансгрессивных баров при превышении уклона ПБС над уклоном прилегающей суши теоретически обосновано, для объяснение развития таких баров на участках, где уклон прилегающей суши сопоставим, а в ряде случаев и несколько превышает уклон ПБС, возможно лишь на основе предположения о неполной выработке равновесного профиля.
Вместе с повышением уровня моря профиль ПБС должен перестраиваться применительно к новым гидродинамическим условиям. Форма профиля будет стремиться к состоянию, характерному до повышения уровня, только сам профиль выдвинется в сторону суши. Общая особенность значительной части берегов Каспийского моря - отмелый ПБС ^а<0,01). При таких уклонах велики потери волновой энергии на подводном склоне, и, как следствие, энергии пляжеобразующих волнений, имеющих место в ходе экстраординарного повышения уровня, не всегда достаточно для полной перестройки профиля применительно к резко повысившемуся уровню. Кроме того, критический шторм может закончится задолго до полной перестройки профиля к новому уровню. Требуется дополнительное время, в течение которого должна пройти полная релаксация системы (Сафьянов, 1996).
Выработка нового профиля, а значит, и продвижение берегового вала в сторону суши может осуществляться только в процессе переплескивания штормовых волн через береговой вал. В условиях отмелого берега, вследствие ярко выраженной здесь
волновой асимметрии, движение пляжеобразующих частиц осуществляется в основном в сторону берега, следовательно, при умеренных волнениях, когда штормовой заплеск не преодолевает гребень вала, существенной перестройки профиля не происходит. Меньшая подвижность вала в этом случае создает благоприятные условия для его подтопления за счет подъема уровня.
Большое значение имеет уровень моря в день (дни) прохождения критического шторма, так как заметно меняется высота берегового вала и, соответственно, условия для преодоления заплеском гребня вала. Например, в 1994-95 годах, когда шел резкий подъем уровня и относительная высота вала над уровнем моря в районе туралинского стационара МГУ падала до 0,4-0,6м, переплескивание и подвижки вала в сторону суши имели место даже при относительно слабых волнениях 5%-обеспеченности, что привело в результате к почти 90-метровому продвижению вала в сторону суши. Напротив, в относительно гидродинамически активном 1996 году, когда уровень моря испытывал непрерывное падение и относительная высота вала над урезом достигала местами 1-1,5м, полного переплескивания не наблюдалось ни разу, даже при волнениях 1%-обеспеченности. Кроме того, наиболее сильные штормы приходятся на Каспии на период зимнего сезонного спада уровня. То есть на Каспийском море сложились совершенно особые, отличные от мировых, условия развития берегов, тем более в условиях экстремального подъема уровня, когда энергия не всех критических волнений может быть полностью использована для перестройки подводного склона.
Перестройка профиля, а значит, и продвижение берегового вала в сторону суши при высоких скоростях трансгрессии здесь запаздывает во времени. С каждым годом суммарное расстояние, на которое должен был бы продвинуться береговой вал согласно правилу Зенковича-Брууна, увеличивается. Это приводит к постепенному подтоплению вала, образуется лагуна, сначала эфемерная, затем и более стабильная. Береговой вал становится баром. Конечно, такие лагуны менее стабильны по сравнению с лагунами, образовавшимися при условии превышения уклона ПБС над уклоном прилегающей суши. Хотя, несомненно, на берегах, где уклон подводного склона превышает уклон прилегающей суши, запаздывание перестройки профиля ПБС также может иметь место, способствуя здесь большему расширению лагуны. И именно этим эффектом можно объяснить столь широкое распространение на Каспии береговых баров при разных соотношениях уклонов подводного склона и прилегающей суши.
В основу доказательств наличия эффекта запаздывания перестройки профиля ПБС легли ежегодные наблюдения, проводимые на стационаре в створе учебно-научной станции МГУ "Турали-7" ^а~0,004), а также маршрутные исследования 1994-98 гг. на побережье Дагестана. В районе Турали-7 в ходе трансгрессии сформировался берег лагунного типа с хорошо выраженным в рельефе баром. Анализ соответствия годичной динамики береговой линии колебаниям уровня моря в период с 1985 по 1998 годы на стационаре в Турали-7 (рис. 4), показал заметное отставание реального отступания береговой линии от рассчитанного согласно правилу Зенковича-Брууна. На фоне лет с положительными приращениями уровня особо выделяются 1989, 1996 и 1997 годы, когда среднегодовое падение уровня составило 5, 30 и 12 см
соответственно. В 1989 году береговая линия отступила на 28м, что соответствует отступанию береговой линии в годы положительных приращений уровня. С июня
1995 года по январь 1997 года уровень моря упал на 75 см, такое падение должно было привести к более чем 150-метровому приращению суши, однако по данным на
1996 эта величина не превысила 15-20м. К августу 1997 г. от аккумулировавшейся полосы не осталось и следа, хотя среднегодовой уровень 1997 г. оказался ниже среднегодового уровня за 1996 год. Несмотря на имевшие место отрицательные приращения уровня берег продолжал развиваться по трансгрессивному типу. Отступание берега не прекратилось, несмотря на некоторое понижение уровня, хотя, согласно теории, береговая линия должна была несколько выдвинуться в море. Это объясняется запаздыванием перестройки профиля ПБС, которое имело место в предшествующий период с экстремально высокими положительными приращениями уровня. В годы малых положительных и отрицательных приращений уровня береговая система частично компенсирует запаздывание перестройки профиля, накопившееся в годы с высокими приращениями. Ведь повторяемость волнений 1%-обеспеченности, в период которых обычно и происходит максимальное продвижение бара в сторону суши (Катков, Петров, Сафьянов, 1984), различна по годам.
Рис. 4. Динамика участка берега в створе УНС МГУ Турали-7 (Дагестан) (по данным стационарных наблюдений
кафедры геоморфологии): 1. -колебания уровня, см отн. "Каспийского нуля" (-28,0 м, абс.); 2. - теоретически возможное согласно правилу Брууна-Зенксвнча отступание береговой пинии, м; 3. - фактическое отступание береговой линии, м
На крайне отмелых берегах (о.Чечень, о.Тюлений - ~ 0,001) практически для всех типов берегов (аккумулятивные, лагунные, размыва) в период с 1995 по 1998 гг. отступание береговой линии продолжилось, как и в предшествующие годы с положительными приращениями уровня.
В районах с большими уклонами (г.Каспийск, быв. рыб. Караман, г.Махачкала; tga~0,007-0,012), где в ходе трансгрессии развивались абразионные, абразионно-аккумулятивные берега и берега размыва, ситуация несколько иная. Здесь в период с июня 1995 по август 1998 г. отмечено затухание' абразионных процессов. У эснований береговых уступов вследствие преобладания склоновых процессов сформировались шлейфы высотой до 2-Зм. Пляжи под уступами несколько расширились, береговая линия выдвинулась в сторону моря на 3-7м (по данным на июнь 1997 г.), и еще на Зм к августу 1998 г.. Этот факт свидетельствует от том, что в период предшествующих положительных приращений уровня перестройка профиля ПБС до равновесного состояния здесь в целом "успевала" за ходом трансгрессии. Поэтому берег в настоящее время так быстро среагировал на остановку трансгрессии л сменил знак приращения береговой линии.
Эффект запаздывания перестройки профиля подводного склона тем заметнее, чем меньше уклон подводного склона и чем больше скорость повышения уровня моря. Имеются свидетельства запаздывания перестройки профиля подводного склона и для других районов Каспийского моря (КарНп, БеНуапоу, 1995). При меньших скоростях подъема уровня с одной стороны, и при больших уклонах ПБС, с другой, перестройка профиля идет непосредственно вслед за повышением уровня моря. В случае стабилизации уровня период релаксации профиля подводного склона (Сафьянов, 1996) должен быть тем дольше, чем ниже уклон ПБС, чем длительней трансгрессия и чем выше скорость подъема уровня.
Изложенные выкладки и факты позволяют утверждать, что при относительно невысоких уклонах ПБС ^а<0,007-0,01) в условиях экстраординарных скоростей подъема уровня образование береговых баров возможно даже при равенстве (Турали, Дагестан) или некотором превышении (С. Азербайджан) уклонов прилегающей суши над уклонами подводного склона. Причина - запаздывание перестройки профиля подводного склона и, соответственно, продвижения берегового вала в сторону суши, приводящее к его подтоплению и образованию за ним лагуны.
При больших значениях уклона подводного склона 0§а>0,01) эффект запаздывания перестройки профиля ПБС не наблюдается и образование береговых баров возможно лишь при превышении уклона подводного склона над уклоном прилегающей суши (побережье Ирана, коса Кендерли).
Еще одной немаловажной причиной формирования береговых баров является увеличение крутизны приурезовой части ПБС и параметров берегового вала в ходе трансгрессии. Приурезовая часть ПБС есть непосредственное подводное продолжение пляжа полного профиля и является наиболее крутосклонной частью подводного склона.
Наблюдения в трансгрессивный период показали практически повсеместное увеличение высоты и крутизны склонов берегового вала, крупности осадков на наземных частях аккумулятивных форм по сравнению с регрессивным периодом (Игнатов, Каплин и др., 1992). Наглядным свидетельством изменения параметров приурезового участка подводного склона может служить пример берега в районе Турали-7. Перед началом трансгрессии уклон приурезового участка ПБС (зона распространения подводных валов) здесь был существенно более пологим, по сравнению с современным. В створе Турали-7 в связи с отлогостью приурезового участка насчитывалось не менее 4 подводных валов, в настоящее время имеется лишь 2 подводных вала, третий, очень пологий, плохо выражен в рельефе дна. Уменьшение количества и изменение параметров береговых валов есть результат роста уклона приурезового участка ПБС приблизительно с 0,007 до 0,01. Рост значений уклонов за последние двадцать лет можно объяснить размывом более крупнозернистых отложений регрессивной террасы. Последнее предположение хорошо согласуется с гранулометрическими данными. Так, с 1989 по 1998 гг. средневзвешенный диаметр пляжевых отложений вырос вдвое и ухудшилась их сортировка. В ходе трансгрессии 1978-98 гг. морское волнение, продвигаясь от бровки к тыловому шву регрессивной террасы, перерабатывало все более и более крупнозернистые отложения, Укрупнение пляжеобразующих наносоЕ
способствовало увеличению в ходе трансгрессии крутизны приурезового участка подводного склона и морского склона пляжа. Это, в свою очередь, отразилось на увеличении высоты берегового вала. Рост высоты берегового вала снижает вероятность переплескивания волн через вал, замедляя его продвижение в сторону суши, что дополнительно способствует подтоплению и образованию за ним лагуны.
Изменения гидрометеорологического режима оказывают непосредственное влияние на береговые процессы. Повышение уровня Каспийского моря стало результатом смены эпох общей циркуляции атмосферы (Клиге, 1997). Произошло сокращение повторяемости меридиональных форм циркуляции и рост зональных. Для Каспийского моря, вытянутого субмеридионально, это привело к заметному падению повторяемости сильных ветров, направленных вдоль берега. Резко усилилась (на 12%) циклоническая деятельность, что, в свою очередь, привело к сокращению повторяемости и силы ветров, направленных с моря на сушу. Все это оказывает непосредственное влияние на режим волнения и сказывается на падении мощностей потоков ветроволновой энергии, особенно вдоль берега и, в несколько меньшей степени, по нормали к нему. Для мелководных районов снижение повторяемости наиболее сильных ветров сказывается не так заметно, так как в этом случае развитие волнения лимитируется глубиной, достигая предела уже при скоростях ветра 15-20 м/с (Сафьянов, Игнатов, Шипилова, 1997).
Имеются непосредственные доказательства снижения ветровой и волновой активности в каспийском регионе на период трансгрессии. E.H. Бадюковой, Г.Д. Соловьевой и J1.H. Спольниковой (1993) был проведен детальный анализ повторяемости ветров различной скорости для района г. Махачкала в период с 1906 по 1990 гг.. Они показали, что существенные изменения произошли в повторяемости направлений ветра. Так, заметно сократилось количество юго-восточных ветров, эбеспечивающих здесь максимальную длину разгона волн. В то же время увеличилась повторяемость ветров других направлений, особенно восточного, збеспечивающего подход волн по нормали к берегу. Казалось бы, волновое воздействие должно увеличится за счет восточных волнений. Но что самое ;ущественное - после 1977 г. резко упала повторяемость наиболее сильных птормовых ветров со скоростью ветра от 11 до 15 м/с, и более 15 м/с. Кроме того, тенденция к падению доли наиболее сильных ветров и росту доли ветров от 2 до 5м/с трослеживалась и непосредственно в период с 1978 по 1990 гг.
Падает повторяемость и критических волнений. Так, по данным Леонтьева и <алилова (1965), повторяемость волнений с высотой более волн 3,5 м для '.Махачкала (глубина 20м) составляла 9%, таких волн за период 1992-96 гг. не габлюдалось вообще, максимальные же замеренные волны не превысили 2,5 м, а в 992 г. и 1,5 м, средняя повторяемость волн градации высот 1,1-1,5 м составила 4%, а юлн 1,6-2,0 м - 1%. То есть в целом обнаруживается тенденция к снижению и ¡етровой и волновой активности.
Тенденция к снижению ветровой активности прослеживается и над всей жваторией Каспийского моря (Панин, Дзюба, 1991). Резкое падение повторяемости :ритических волнений и нагонов, в период которых прямой заплеск способен [реодолевать гребень пляжа полного профиля (бара), что создает благоприятные
условия для запаздывания во времени перестройки профиля подводного склона 1 продвижения береговой аккумулятивной формы в сторону суши. Требуемая дл> полной перестройки профиля подводного склона применительно к повысившему« уровню длительность воздействия на берег критических штормов может был обеспечена только за значительно больший период времени, чем в предшествующук эпоху атмосферной циркуляции.
Величины продвижения береговой аккумулятивной формы (типа бара) в сторон) суши определяется именно длительностью критических штормов при прочю благоприятных условиях. Об этом свидетельствует динамика берегового бара I районе УНС Турали-7, где отступание берега в период наблюдений 1992-96 гг оказалось пропорционально йродолжительности критических штормов. Формирование современных береговых баров Каспийского моря произошло не одновременно с началом трансгрессии 1978-98 гг. К 1978 г. все берега Каспийскогс моря, где сейчас можно увидеть бары, окаймлялись широкими регрессивным* террасами 1929-77 гг. У уреза существовали слабо выраженные в рельефе береговые валы, сложенные относительно мелкозернистым материалом, особенно в районах с нормальным распределением наносов на подводном склоне. Резкое повышение уровня моря (1979 г. - 35см!) обеспечило смещение зоны максимального волновой: воздействия непосредственно к фронтальной части сложенных неустойчивьт мелкозернистым материалом пологих береговых валов края регрессивной террасы Они подверглись интенсивному размыву (отступание береговой линии в первые годь трансгрессии было особенно значительным (ТЭД "Каспий", 1992). Наиболее крупные частицы в результате ярко выраженной на отмелых берегах волновой асимметриг устремлялись вверх по профилю, надстраивая гребни, существовавших ранее береговых валов. Валы быстро надвигались на поверхность регрессивной террасы что сопровождалось увеличением их относительной высоты и крутизны. По мере смещения береговой линии в сторону суши происходил размыв все более и более крупнозернистых отложений регрессивной террасы, увеличивая крупность материал; на приурезовом участке береговой зоны. Укрупнение пляжеобразующего материал; способствовало увеличению уклонов приурезового участка подводного склона и дальнейшему росту береговых валов. Однако рост параметров береговых валов и укрупнение слагающих их наносов привел к тому, что требовались все более интенсивные волнения, прямой заплеск которых мог бы преодолеть гребни береговых валов и обеспечить в процессе выработки нового профиля их смещение в сторону суши. В условиях интенсивного подъема уровня, с одной стороны, и снижения ветроволновой активности, с другой, Рис. 5. Формирование берегового бара в условиях создались условия ДЛЯ запаздывания ВО экстраординарного повышения уровня Каспийского ' моря: 1» 2, 3 ■ стадии формирования бара
начальное положение
положение урем и пляжа согласно прааилу-Брууна« Зенковича
положение .
уреза и пляжа ф«™«««
СОГЛАСНО ПОЛ«»«« правилу Брууна- УР«»и пляжа
Зьнкоаич. поел» лодыыа уровня
^гум'ТГлодтопляаД
береговой вал фактическое положение уреза и пляжа в результате дальнейшего
времени перестройки профиля подводного склона применительно к новому уровню. Надвигание берегового вала на поверхность регрессивной террасы замедлилось. Смещение береговой линии (берегового вала) оказалось меньшим, чем предполагает травило Зенковича-Брууна. С каждым следующим годом подъема уровня расстояние чежду реальным положением берегового вала и положением, которое ^ответствовало бы "выработке нового профиля, идентичного исходному, но тродвинутому в сторону суши" (согласно Зенковичу-Брууну), увеличивалось (рис. 5). 3 результате поверхность регрессивной террасы за береговым валом в какой-то момент оказалась ниже уровня моря. Тогда за береговым валом в процессе тросачивания морских вод через вал, подъема зеркала грунтовых вод, тереплескивания, притока вод с суши, капиллярных процессов образуется лагуна.
Глава 3. ВОЗМОЖНЫЕ СЦЕНАРИИ РАЗВИТИЯ ЛАГУННЫХ БЕРЕГОВ В СЛУЧАЕ СТАБИЛИЗАЦИИ ИЛИ СМЕНЫ ЗНАКА КОЛЕБАНИЙ УРОВНЯ
КАСПИЙСКОГО МОРЯ
Стабилизация уровня моря создаст благоприятные условия на берегах, ¡ложенных рыхлыми отложениями, для становления профиля динамического равновесия. Но для тех берегов, где в период трансгрессии наблюдался эффект ¡апаздывания перестройки профиля подводного склона, еще некоторое время развитие берега будет продолжаться по трансгрессивному типу, пока не достигнет юложения, которое соответствовало бы правилу Брууна-Зенковича. Береговая линия, фежде чем стабилизироваться, продолжит щижение в сторону суши. Период релаксации Сафьянов, 1996) (время до восстановления грофиля равновесия), должен быть тем дольше, гем ниже величины уклона ПБС. Для лагунного ¡ерега в случае стабилизации уровня моря госле периода длительного падения можно федположить три вероятных варианта (альнейшего развития (рис. 6). При превьппе-ши уклона ПБС над уклоном прилегающей уши бар некоторое время продолжит движение I сторону суши. По мере выработки >авновесного профиля скорость смещения бара I сторону замедлится, и по достижении 1авновесного состояния его положение табилизируется на некотором расстоянии от сновного берега. Лагуна сохранится, хотя ее |азмеры и глубина могут заметно сократиться.
Если уклон ПБС и прилегающей суши |авны, бар, продвигающийся в сторону суши, аполнит собой лагуну. Его движение рекратится, когда урез моря достигает оложения, которое занимал урез лагуны со
условиях стабилизации уровня моря после периода длительного экстремального подъема: а) сохранение лагунного берега; б) формирование аккумулятивного пляжевого берега; в) формирование берега; tga - уклон ПБС; ^ - уклон прилегающей суши; 1 -размыв; 2 - аккумуляция; профиль берега и подводного склона перед (3) стабилизацией уровня и после периода релаксации (4)
стороны суши. Сформируется аккумулятивный берег с пляжем полного профиля.
На участках, где уклон прилегающей суши больше уклона Г1БС, достаточнс быстро произойдет наползаиие бара на коренной берег. В результате пляж полной профиля (бывший бар) перейдет в категорию прислоненного. Как только урез дос тигнет крутосклонного участка, уступа, древнего клифа на таких берегах в процесс! выработки профиля будут формироваться берега размыва, активизируется абразия.
Несмотря на наметившуюся в 1996-98 гг. тенденцию к oтнocитeльнoí стабилизации уровня, большинство прогнозов сходятся к тому, что уровень Касти продолжит подъем по крайней мере до отметок -25 - -26 м, абс. (Клиге, 1997 Рычагов, Лукьянова и др., 1994). В 1994-95 годах, когда уровень Каспийского мор! находился на самых высоких 'отметках (-26,3 - -26,5 м, абс.) за современнук трансгрессию большинство лагунных берегов достигли пика своего развития Несмотря на продолжавшийся в 1995 г. подъем уровня, в ряде районов был< отмечено сокращение ширины лагун. Наметившаяся тенденция отнюдь не означас ускорения смещения баров в сторону суши, хотя оступание береговой линии в 1994 95 гг. было самым значительным за последние 15 лет.'Расположенный со сторонь коренного берега урез лагуны около отметки -26,5 - -26,3м в 1995 г. достиг несколью более крутосклонного участка регрессивной террасы и практически уперся ] береговой вал 1929 г. В интервале высот -26,0 - -24,0 у бровок и отмерши; абразионных уступов новокаспийской, местами хвалынской террас укло! поверхности резко возрастает, в связи с чем дальнейший подъем уровня 1 большинстве районов не приведет к расширению лагун. Смещение бара буде опережать смещение уреза лагун в сторону коренного берега. Как только тело бар; достигнет уступа новокаспийской террасы, лагуны исчезнут. Берега лагунного тип; преобразуются в берега размыва и абразионные берега. Однако смена типа берег; произойдет не одновременно с достижением уровня отметок -26 - -25 м, абс Потребуется определенный период времени, прежде чем он достигнет уступ новокаспийской террасы.
Наблюдения на туралинском стационаре с июня 1995 по январь 1997 гг., когд уровень Каспийского моря испытывал непрерывное падение (75 см), показали, что н смотря на падение уровня продолжилось развитие по трансгрессивному тип) Следовательно, несмотря на падение уровня, на начальных стадиях регрессии поел периода длительного экстраординарного подъема развитие берега еще некоторо время продолжается по трансгрессивному сценарию. Тем более что на начально; этапе регрессии еще могут иметь место случаи переплескивания волн через бар.
Кроме того, не исключено, что в условиях быстрого падения уровня имеет мест тот же эффект запаздывания перестройки профиля ПБС, что и при экстремально: подъеме (Сафьянов, Огородов, 1998). Позднее процессы аккумуляции, безусловнс должны возобладать. Как результат падения уровня грунтовых вод, лагуш постепенно начнут пересыхать.
Во всех случаях отступание береговой линии будет иметь место до тех пор, пока н реализуется потенциал, накопленный в период трансгрессии и не восстановите равновесный профиль применительно к высокому уровню. Таким образом, следуе отметить, что столь широкое современное распространение береговых баров
[агунных берегов - явление временное, объяснимое лишь специфическими особен юстями Каспия, как водоема с экстраординарными скоростями колебаний уровня.
Глава 4. НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ И РАЗЛИЧИЯ В
ФОРМИРОВАНИИ И РАЗВИТИИ БЕРЕГОВЫХ БАРОВ МИРОВОГО ОКЕАНА И СОВРЕМЕННЫХ БАРОВ КАСПИЙСКОГО МОРЯ
Наряду с большим количеством общих признаков, современные рансгрессивные бары Каспийского моря имеют ряд существенных отличий от баров /Тиров о го океана, связанных со специфическими природными условиями Каспия, в :оторых проходит их формирование и развитие.
Современные трансгрессивные бары на Каспийского море распространены в [роцентном отношении (для берегов с волновой переработкой) значительно шире, :ем бары на берегах Мирового океана.
Столь широкое распространение береговых баров на Каспии объясняется лиянием эффекта запаздывания процессов перестройки профиля подводного склона условиях экстремально высоких скоростей трансгрессии. Для берегов Мирового кеана нет доказательств, что этот эффект имел большое значение.
Береговые бары Каспийского моря, в отличие от баров Мирового океана, бразовались не только при условии превышения уклона подводного склона над клоном прилегающей суши. Здесь повсеместно встречаются бары с равенством клонов, и даже с некоторым превышением уклона прилегающей суши над уклоном одводного склона. Однако последние являются временным элементом развития ереговой зоны в условиях экстраординарной трансгрессии, в случае стабилизации ровня исчезнут.
В период современной активизации трансгрессии Мирового океана многие рупные бары здесь, в отличие от Каспийских, испытывают дефицит ляжеобразующих наносов как результат их истощения на подводном склоне и ыхода там лагунных отложений.
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ РАБОТЫ
Полученные в работе результаты позволяют сделать следующие выводы.
1. Образование большинства береговых баров имело место в условиях тносительного повышения уровня моря при подтоплении береговых валов и дюн на раю низменной приморской равнины, уклон поверхности которой как правило ниже клона подводного склона. Такой способ образования береговых баров является оминирующим. При этом перестройка профиля подводного склона в условиях овьппения уровня моря идет в соответствии с уклоном подводного склона езависимо от типа, по которому развивается берег. В формировании того или иного ипа берега главная роль отводится не величине уклона подводного склона, а его оотношению с уклоном прилегающей суши.
2. Образование регрессивной террасы, уклон которой ниже уклона подводного клона возможно только в районах с избыточной аккумуляцией. Таким образом, аспространенное утверждение, что на Каспии трансгрессия 1978-98 гг. в олышшстпе случаев распространяется на субгоризонтальную поверхность террасы 929-77 гг., уклон которой меньше уклона подводного склона, справедливо лишь
для отдельных случаев. Анализ соотношений уклонов подводного склона и поверхности регрессивной террасы 1929-1977 гт. на районы распространения современных трансгрессивных баров Каспийского моря показал, что бары образовались не только в районах с превышением уклона подводного склона над] уклоном поверхности регрессивной террасы, но и в районах с равенством уклонов или даже с некоторым превышением уклона регрессивной террасы над уклоном подводного склона. Таким образом, согласно сложившимся теоретическим представлениям о развития берегов в условиях подъема уровня (правило Зенковича-Брууна), можно объяснить формирование лишь части современных трансгрессивных баров Каспийского моря.
3. Объяснение развития таких-баров на участках, где уклон прилегающей суши сопоставим, а в ряде случаев и несколько превышает уклон подводного склоне возможно лишь на основе предположения о неполной выработке равновесного профиля. В условиях эстраординарного подъема уровня энергии критических штормов не всегда достаточно для полной перестройки профиля подводного склон; и, следовательно, продвижение берегового вала в сторону суши может запаздыват! во времени. Это приводит к подтоплению берегового вала, за ним образуется лагуна а вал фактически становится баром. Эффект запаздывания перестройки профил$ подводного склона тем заметнее, чем меньше уклон подводного склона и чем болыш скорость повышения уровня моря. В случае стабилизации уровня период релаксациг профиля подводного склона должен быть тем дольше, чем ниже уклон подводного склона, чем длительней была трансгрессия и чем выше скорость подъема уровня I период трансгрессии.
4. Еще одной немаловажной причиной формирования береговых баров являете; увеличение крутизны приурезовой части подводного склона и укрупнен!« параметров наносов берегового вала при смене регрессивной фазы ш трансгрессивную и в ходе трансгрессии. Особенно отчетливо этот эффект проявляется в условиях нормального распределения наносов на подводном склоне так как море, продвигаясь от бровки к тыловому шву регрессивной террасы перерабатывает все более и более крупнозернистые отложения.
5. Отступание или наращивание берега определяется сложным сочетание»* положения уровня и воздействия критических волнений. Снижение повторяемое^ критических волнений в настоящий трансгрессивный период, отражается в вида снижения среднегодовой скорости продвижения берегового вала (бара) в сторон; суши, усиливая эффект запаздывания перестройки профиля подводного склона Таким образом, механизм образования береговых баров на Каспии представляете] более сложным, чем на берегах Мирового океана.
6. Стабилизация уровня моря создаст благоприятные условия на берегах сложенных рыхлыми отложениями, для становления профиля динамическоп равновесия. Для тех берегов, где в период трансгрессии наблюдался эффею запаздывания перестройки профиля подводного склона, еще некоторое врем: развитие берега будет продолжаться по трансгрессивному типу, пока не достигни положения, которое соответствовало бы правилу Брууна-Зенковича. Значительна часть баров исчезнет.
Основные положения диссертации отражены в следующих работах:
1. Особенности морфодинамики берегов Каспийского моря в условиях 1Кстремального повышения уровня и его возможной стабилизации // Геоморфология. 99$, Ш £ (совместно с Е.И. Игнатовым и Г. А. Сафьяновым).
2. Исследования морфодинамики берегов Дагестана в условиях экстремального ювышения уровня моря // Сб. тезисоз докладов на Междунар. конф. студ. и асп. по ¡)унд. наукам "Ломоносов - 98". М.: МГУ. 1993 (совместно с A.B. Полещуком).
3. Морфодинамика берегов Каспийского моря в условиях экстремального ювышения уровня 1978-1997 годов // Сборник "Экология: проблемы и пути юшения". Пермь. 1998.
4. Морфодинамика берегов Каспийского моря в условиях колебаний уровня / ten. ВИНИТИ N° 2295 от 20.07.98.// Реф. деп. ст. Вестник МГУ. Сер. 5. геогр. 1998, te 5 (совместно с Е.И. Игнатовым).
5. Запаздывание процессов перестройки подводного склона в условиях олебаний уровня (на примере Каспийского моря) // Сб. работ поев. 50-летию {альневосгочного филиала Русского географического общества, вып. 2, Изд-во 1ВГУ. 1998. (в печати)(совместно с Г.А. Сафьяновым),
6. К вопросу о формировании и развитии современных трансгрессивных баров 'аспийского моря // Динамика морей и внутренних водоемов. Сборник статей. 1овосибирск: "Наука". 1999. (в печати).
7: Kroonenberg S.B., Badyukova E.N., Jgnatov E.I., Ogorodov S.A., Kasimov N.S. Coastal barrier migration during the 1929-1995 three-metres Caspian Seas level cycle // -th Eur. Union of Geosci Congress, Strassbourg 23-27 March 1997, Abstracts.
Формат 60x84/16.Бумага офсетная. Печать офсетная.Объем i,S печ.л. Заказ МЗ .Tup J СО экз.
Отпечатано в МГУ
Содержание диссертации, кандидата географических наук, Огородов, Станислав Анатольевич
ВВЕДЕНИЕ.
Глава 1. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ФОРМИРОВАНИИ И РАЗВИТИИ
БЕРЕГОВЫХ БАРОВ.
1.1. Анализ взглядов на проблему происхождения и эволюции баров
1. 2. Формирование берегового бара - один из вариантов развития береговой зоны в условиях повышения уровня моря.
Глава 2. УСЛОВИЯ И ПРИЧИНЫ ФОРМИРОВАНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ТРАНСГРЕССИВНЫХ БАРОВ КАСПИЙСКОГО МОРЯ.
2. 1. Физико-географические и геолого-геоморфологические особенности Каспийского моря. Колебания уровня.
2. 2. Развитие берегов Каспийского моря в предшествовавший трансгрессии 1978-1998 годов регрессивный этап. Формирование регрессивной террасы.
2. 3. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современной трансгрессии 1978-1998 годов.
2. 4. Современные трансгрессивные бары Каспийского моря.
2. 4. 1. Соотношение уклона подводного берегового склона и уклона прилегающей суши.
2. 4. 2. Выработка профиля равновесия в условиях экстраординарных скоростей повышения уровня Каспийского моря. Запаздывание процессов перестройки профиля подводного берегового склона.
2. 4. 3. Роль наносов, слагающих регрессивную террасу и верхнюю часть подводного берегового склона. Уклон приурезового участка подводного берегового склона. Форма профиля пляжа.
2. 4. 4. Роль изменений ветроволнового режима.
2. 4. 5. Механизм образования современных береговых баров Каспийского моря. Эволюция берегов лагунного типа в ходе современной трансгрессии Каспийского моря.
Глава 3. ВОЗМОЖНЫЕ СЦЕНАРИИ РАЗВИТИЯ ЛАГУННЫХ БЕРЕГОВ В СЛУЧАЕ СТАБИЛИЗАЦИИ ИЛИ СМЕНЫ ЗНАКА КОЛЕБАНИЙ УРОВНЯ КАСПИЙСКОГО МОРЯ.
3.1. Развитие лагунного берега в случае стабилизации уровня после периода длительного подъема.
3.2. Развитие лагунного берега в случае дальнейшего подъема уровня Каспийского моря.
3.3. Развитие лагунного берега в случае понижения уровня моря после длительной трансгрессии.
Глава 4. НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ И РАЗЛИЧИЯ В ФОРМИРОВАНИИ И РАЗВИТИИ БЕРЕГОВЫХ БАРОВ МИРОВОГО ОКЕАНА И СОВРЕМЕННЫХ БАРОВ КАСПИЙСКОГО МОРЯ.
Введение Диссертация по географии, на тему "Морфология и динамика современных трансгрессивных баров Каспийского моря"
Актуальность темы. Настоящая работа посвящена одному из важнейших разделов геоморфологии морских берегов - проблеме формирования и развития береговых баров, рассмотренной на примере современных трансгрессивных баров Каспийского моря.
Два последних десятилетия развитие берегов Каспийского моря происходило на фоне экстраординарного повышения уровня моря. Резкий подъем уровня привел к затоплению и подтоплению берегов, к их размыву и разрушению объектов гражданского и промышленного строительства. А на большинстве аккумулятивных участков с волновой переработкой сформировались береговые бары, за которыми возникли лагуны. Огромный ущерб, наносимый народному хозяйству прибрежной полосы Каспийского моря в результате быстрого подъема уровня, требует разработки комплекса берегозащитных мероприятий. В связи с чем необходимо четкое представление о ходе природных процессов, вызванных современной трансгрессией, и, в частности, особый интерес представляет вопрос формирования и развития береговых баров.
Кроме того, процессы образования и эволюции современных трансгрессивных баров Каспийского моря представляют несомненный интерес в случае реализации прогнозов трансгрессии Мирового океана, так как развитие берегов Каспия в условиях повышения уровня моря может стать основой для модели, применимой и к берегам мира.
Среди берегов Каспийского моря, подвергающихся волновой переработке, доля лагунных берегов с четко выраженным в рельефе современным баром составляет почти половину от их общей протяженности, что резко контрастирует с подобными показателями на берегах Мирового океана. Несмотря на казалось бы хорошую изученность причин формирования береговых баров в период трансгрессии Каспия 1978-98 гг., ряд вопросов остаются до сих пор открытыми.
Цель и задачи исследования. Целью работы является выявление геоморфологических и морфодинамических условий и причин распространения современных береговых баров Каспийского моря, имеющее важное научно-методическое и прикладное значение.
Для достижения поставленной цели сформулированы и решены следующие задачи: 1. Критический анализ взглядов на проблему образования и развития баров на берегах Мирового океана в плейстоцене-голоцене. Рассмотрение теоретических основ поведения берегов в условия повышения уровня моря и, в том числе, проблемы барообразования. 2. Оценка роли предшествующего регрессивного этапа развития берега, так как условия формирования регрессивной террасы и тип, по которому развиваются берега Каспийского моря, в настоящее время, тесно связаны. 3. Уточнение граничных рамок распространения различных типов трансгрессивного развития берегов Каспийского моря. 4. Анализ соотношения уклонов подводного склона и поверхности регрессивной для районов распространения современных трансгрессивных баров Каспийского моря. 5. Изучение причин и условий их формирования, в том числе степени выработки профиля подводного склона, изменений ветроволнового режима и параметров наносов. 6. Прогноз развития берегов лагунного типа в случае стабилизации уровня или смены знака колебаний с учетом времени, в течение которого должна пройти полная релаксация системы.
Теоретические основы исследования. В основу диссертации положен фактический материал, собранный автором во время экспедиционных исследований 1994-98 гг. на Каспийском море, а также наблюдений на Азовском и Балтийском морях. Дополнительно использовано большое количество литературных источников и фондовых материалов Лаборатории морской геоморфологии МГУ.
Основные результаты и научная новизна. На основе критического анализа проблемы трансгрессивного развития берегов и формирования береговых баров, строения и возраста рыхлых отложений в районах распространения баров, собственных фактических данных показано влияние соотношения уклона подводного склона с уклоном поверхности прилегающей суши, которую захватывает трансгрессия, на тип развития берега в условиях подъема уровня и, в частности, образование баров.
На основе анализа существующих моделей трансгрессивного развития берегов Каспийского моря и многочисленных морфометрических измерений уклонов подводного склона и поверхности регрессивной террасы различных районов Каспия предложена собственная оригинальная модель.
На основе стационарных и полевых наблюдений на берегах Каспийского моря установлено, что важнейшей причиной формирования и широкого распространения современных береговых баров на Каспии является запаздывание процессов перестройки профиля подводного склона, обусловленное сложным сочетанием положения уровня и критических волнений, снижением ветроволновой активности, укрупнением параметров наносов.
Предложены прогнозные сценарии развития лагунных берегов Каспийского моря в случае стабилизации уровня или смены знака колебаний уровня.
Практическая ценность. Материалы диссертации могут быть рекомендованы к использованию научно-исследовательским, проектным и производственным организациям при прогнозировании поведения берегов в условиях колебаний уровня моря, проведении природоохранных и берегозащитных мероприятий, разработке схем мониторинга состояния берегов, разработке ТЭО, выборе условий для проектирования и строительства на побережьях трансгрессирующих водоемов; географическим факультетам университетов и других учебных заведений -для использования в учебных курсах по геоморфологии морских берегов.
Апробация работы. Основные положения диссертационной работы опубликованы в серии статей и докладывались на Всероссийской конференции "300-лет Российского морского флота", Международном совещании "Динамика морей и внутренних водоемов", а также ряде конференций студентов и аспирантов по фундаментальным наукам и методологических семинарах.
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, четырех глав и заключения, общий объем -142 стр., включая 61 рисунок, 4 таблицы и список литературы из 159 наименований.
Заключение Диссертация по теме "Физическая география, геофизика и геохимия ландшафтов", Огородов, Станислав Анатольевич
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Полученные в работе результаты позволяют сделать следующие выводы.
По главе 1:
1. Детальное изучение гипотезы об образовании береговых баров из подводных высветило ряд моментов, позволяющих усомниться в возможности такого пути развития берега по следующим причинам: а) отсутствие гидро- и литодинамических предпосылок для создания крупных аккумулятивных форм (подводных баров) как в зоне развития береговых валов, так и мористее, тем более в планетарном масштабе; б) отсутствие примеров образования подводных баров; в) практически полное отсутствие заметных перегибов в верхней части подводного склона, также и идеально пологой "невыработанной первичной поверхности" подводного склона, для берегов, сложенных рыхлыми отложениями, даже в случае быстрого подъема уровня; г) невозможность перехода крупной аккумулятивной формы из подводного в надводное положение в условиях стабильного и повышающегося уровня моря; д) отсутствие достоверных данных о возможном нахождении уровня моря в голоцене на несколько метров выше современного; е) существование береговых баров задолго до предполагаемого пика уровня фландрской трансгрессии; ж) преобладание в районах распространения береговых баров на большинстве открытых океанических берегов и берегов внутренних морей уклонов подводного склона заведомо превышающих 0,005; з) отсутствие примеров залегания голоценовых лагунных отложений на отложениях открытого моря сопряженного возраста; и) повсеместное залегание отложений голоценовых баров и лагун на субаэральных или намного более древних морских отложениях.
2. По-видимому, образование большинства береговых баров имело место в условиях относительного повышения уровня моря при подтоплении береговых валов и дюн на краю низменной приморской равнины, уклон поверхности которой как правило ниже уклона подводного склона. Такой способ образования береговых баров является доминирующим. Формирование береговых баров скорее всего приурочено к началу послеледниковой трансгрессии Мирового океана.
3. Замедление трансгрессии (или возможное снижение уровня после максимума фландрской трансгрессии) в середине голоцена сыграло планетарно важную роль в формировании современного облика береговых баров. На многих из них в это время прекратилось переплескивание штормового заплеска через гребень бара, а значит и прекратилось продвижение баров в сторону суши. В случае если поступление наносов было достаточным, стабилизация планового положения баров создало предпосылки для проградации некоторых из них в сторону моря. Расширение баров, в свою очередь, способствовало активизации эоловых процессов и формированию дюнных комплексов, образование которых привело к росту баров в высоту.
4. Современный размыв фронтальных участков крупных баров можно связать не только с ускорением подъема уровня Мирового океана в нашем столетии. Другими важнейшими причинами являются: а) истощение запасов пляжеобразующих фракций в средней части профиля подводного склона; б) выход и размыв на подводном склоне тонкозернистых лагунных отложений; в) антропогенный фактор. Для баров, на которых наблюдается процесс преплескивания волн через гребень, более правильно говорить не о размыве, а лишь об отступании береговой линии (бара) в сторону суши.
5. Перестройка профиля подводного склона в условиях повышения уровня моря идет в соответствии с уклоном подводного склона вне зависимости от типа, по которому развивается берег. В формировании того или иного типа берега главная роль отводится не величине уклона подводного склона, а его соотношению с уклоном прилегающей суши. В связи с чем диапазон уклонов подводного склона в котором могут существовать одновременно различные типы развития берега чрезвычайно широк. Так береговые бары образуются в диапазоне 0,0005 - 0,04. Но образование баров, согласно правилу Зенковича-Брууна, возможно лишь при превышении уклона подводного склона над уклоном прилегающей суши.
По главе 2:
1. Образование регрессивной террасы, уклон которой ниже уклона подводного склона возможно только в районах с избыточной аккумуляцией (инверсионное залегание наносов на подводном склоне, интенсивный аллювиальный или вдольбереговой привнос). Таким образом, распространенное утверждение, что на Каспии трансгрессия 1978-1998 годов в большинстве случаев распространяется на субгоризонтальную поверхность террасы 1929-77 гг., уклон которой меньше уклона подводного склона, справедливо лишь для отдельных случаев.
2. В условиях продолжительной регрессии возможно формирование регрессивной террасы, уклон которой превышает уклон подводного склона. Такое соотношение уклонов в одних случаях вызвано наступившим в ходе понижения уровня дефицитом наносов пляжеобразующих фракций, характерно для берегов с "нормальным" распределением наносов на подводном склоне. В других случаях при уклонах дна менее 0,002, когда приращение берега происходит за счет простого осушения, вследствие крутосклонности приурезового участка подводного склона.
3. Сопоставление различных моделей развития берегов Каспийского моря показало, что имеющиеся схемы по ряду принципиальных положений противоречат друг другу. Кроме того, обращает на себя внимание тот факт, что исследователи Каспия заключают тот или иной тип развития берега в сравнительно узкий диапазон уклонов подводного склона. Автор не видит противоречия в том факте, что совершенно разные типы развития берега можно встретить при одном и том же уклоне подводного склона, так как тип развития берега в условиях подъема уровня моря зависит не столько от уклона подводного склона, сколько от соотношения уклона подводного склона с уклоном прилегающей суши, на которую распространяется трансгрессия. Поэтому диапазон уклонов подводного склона, в котором можно встретить определенный тип берега достаточно широк. По результатам морфометрических измерений уклонов подводного склона для различных типов берегов и натурных исследований автор предлагает расширить граничные рамки диапазона углов подводного склона для каждого из типов трансгрессивного развития. Предельный уклон подводного склона для берегов пассивного затопления на Каспии составляет 0,0008. Образование лагунных берегов с береговым баром возможно в пределах от 0,0005 до 0,025, аккумулятивных пляжевых - от 0,0005 до 0,035, берегов размыва - более 0,0008.
4. Анализ соотношений уклонов подводного склона и поверхности регрессивной террасы 1929-1977 гг. на районы распространения современных трансгрессивных баров Каспийского моря показал, что бары образовались не только в районах с превышением уклона подводного склона над уклоном поверхности регрессивной террасы, но и в районах с равенством уклонов, или даже с некоторым превышением уклона регрессивной террасы над уклоном подводного склона. Таким образом, согласно сложившимся теоретическим представлениям о развития берегов в условиях подъема уровня (правило Зенковича-Брууна) можно объяснить формирование лишь части современных трансгрессивных баров Каспийского моря.
5. Объяснение развития таких баров на участках, где уклон прилегающей суши сопоставим, а в ряде случаев и несколько превышает уклон подводного склона возможно лишь на основе предположения о неполной выработке равновесного профиля. В условиях экстраординарного подъема уровня энергии критических штормов не всегда достаточно для полной перестройки профиля подводного склона и, следовательно, продвижение берегового вала в сторону суши может запаздывать во времени. Это приводит к подтоплению берегового вала, за ним образуется лагуна, а вал фактически становится баром. На возможность продвижения берегового вала в сторону суши и, соответственно его подтопления, большое значение оказывает уровень моря в день (дни) прохождения критического шторма, так как заметно меняется высота берегового вала и, соответственно, условия для преодоления заплеском гребня вала. Такая ситуация, например, может приводить к тому, что во время зимнего шторма переплескивания и продвижение вала в сторону суши не наблюдается, а во время летнего приблизительно тех же параметров может иметь место.
6. Эффект запаздывания перестройки профиля подводного склона тем заметнее, чем меньше уклон подводного склона и чем больше скорость повышения уровня моря. В случае стабилизации уровня период релаксации профиля подводного склона должен быть тем дольше, чем ниже уклон подводного склона, чем длительней была трансгрессия и чем выше скорость подъема уровня в период трансгрессии. При значениях уклона подводного склона ^а >0,01), так как эффект запаздывания перестройки профиля не наблюдается, образование береговых баров возможно лишь при превышении уклона подводного склона над уклоном прилегающей суши.
7. Еще одной немаловажной причиной формирования береговых баров является увеличение крутизны приурезовой части подводного склона и параметров берегового вала при смене регрессивной фазы на трансгрессивную и в ходе трансгрессии. Особенно отчетливо этот эффект проявляется в условиях нормального распределения наносов на подводном склоне, так как море, продвигаясь от бровки к тыловому шву регрессивной террасы, перерабатывает все более и более крупнозернистые отложения.
8. Отступание или наращивание берега определяется сложным сочетанием положения уровня и воздействия критических волнений. Снижение повторяемости критических волнений в настоящий трансгрессивный период, отражается в виде снижения среднегодовой скорости продвижения берегового вала (бара) в сторону суши, усиливая эффект запаздывания перестройки профиля подводного склона и способствуя его подтоплению.
По главе 3:
1. Стабилизация уровня моря создаст благоприятные условия на берегах, сложенных рыхлыми отложениями, для становления профиля динамического равновесия. Для тех берегов, где в период трансгрессии наблюдался эффект запаздывания перестройки профиля подводного склона, еще некоторое время развитие берега будет продолжаться по трансгрессивному типу пока не достигнет положения, которое соответствовало бы правилу Брууна-Зенковича.
При превышении уклона подводного склона над уклоном прилегающей суши бар некоторое время продолжит движение в сторону суши. Его положение стабилизируется на некотором расстоянии от основного берега, лагуна сохранится.
Если уклон подводного склона и прилегающей суши равны, бар, продвигающийся в сторону суши, заполнит собой лагуну. Его движение прекратится, когда урез моря достигнет положения, которое занимал урез лагуны со стороны суши. Сформируется аккумулятивный берег с пляжем полного профиля.
На участках, где уклон прилегающей суши больше уклона подводного склона, достаточно быстро произойдет наползание бара на коренной берег. В результате пляж полного профиля (бывший бар) перейдет в категорию прислоненного. Как только урез достигнет крутосклонного участка, уступа, древнего клифа на таких берегах в процессе выработки
2. В интервале высот -26,0 - -24,0 у бровок и отмерших абразионных уступов новокаспийской, местами хвалынской террас уклон поверхности резко возрастает. В связи с чем дальнейший подъем уровня в большинстве районов не приведет к расширению лагун. Смещение бара будет опережать смещение уреза лагун в сторону коренного берега. Как только тело бара достигнет уступа новокаспийской террасы, лагуны исчезнут. Берега лагунного типа преобразуются в берега размыва и абразионные берега.
3. В случае понижения уровня, на начальных стадиях регрессии после периода длительного экстраординарного подъема развитие берега еще некоторое время продолжается по трансгрессивному сценарию. Кроме того, не исключено, что в условиях быстрого падения уровня имеет место тот же эффект запаздывания перестройки профиля подводного склона, что и при экстремальном подъеме.
4. Таким образом, следует отметить, что столь широкое современное распространение береговых баров и лагунных берегов явление временное, объяснимое лишь специфическими особенностями Каспийского моря, как водоема с экстраординарными скоростями колебаний уровня.
По главе 4:
Современные трансгрессивные бары Каспийского моря, несмотря на некоторые отличия в их образовании от баров Мирового океана, с полным основанием можно считать барами, так как они полностью отвечают определению понятия бар.
Библиография Диссертация по географии, кандидата географических наук, Огородов, Станислав Анатольевич, Москва
1. Айбулатов H.A. Динамика твердого вещества в шельфовой зоне Л Гидромет. 1990.
2. Артюхин Ю.В., МамыкинаВ.А. Изменчивость поступления материала абразии в Азовское море. Известия СКНЦ ВШ. Естеств. науки. 1978. № 3.
3. БадюковаЕ.Н., Варущенко А.Н., Соловьева Т.Д. Влияние колебаний уровня моря на развитие береговой зоны. Вестн. МГУ. Сер. 5. геогр. 1996. № 6.
4. БадюковаЕ.Н., Варущенко А.Н., Соловьева Г.Д. О генезисе рельефа дна Северного Каспия. Бюлл. МОИПа, отд. геол. 1996, т.71, вып.5
5. БадюковаЕ.Н., Соловьева Г.Д., Спольникова Л.Н. Морфолитодинамика Дагестанского побережья Каспийского моря. Вестн. МГУ. Сер. 5. геогр. 1993. № 4.
6. Берг Л.С. Аральское море. Научн. результаты Аральской экспед., вып. IX, СПб., 1908.
7. Берд Э. Изменения береговой линии: глобальный обзор. Л: Гидрометиздат, 1990.
8. Богакевич-Адамчак Б. Позднеледниковая и голоценовая диатомовая флора в бонных отложениях Вислинского залива. Балтика. Вильнюс, АН Лит.ССР, 1982, вып. 7.
9. Бровко П.Ф. Развитие прибрежных лагун. Влад., Изд-во ДВГУ,1990.
10. Буданов В.И., Ионин A.C., Каплин П.А., Медведев B.C. Современные вертикальные движения берегов морей Советского Союза. Сб. XXI Междунар. геол. крнгр. Изд. АН СССР. 1960.
11. Владимиров А.Т. К морфологии и динамике берега западной Камчатки. Изв. АН СССР. Сер. геогр. № 2. 1958.
12. Владимиров А.Т. Эволюция берега Западной Камчатки. Изв. АН СССР. 1959. т. 4.
13. Владимиров А.Т. Морфология и эволюция лагунного берега острова Сахалина. Тр. Ин-та океанол. АН СССР, 48. 1961.
14. Дзенс-Литовский А.И. Тарханкутский полуостров. Очерки по физической географии Крыма, вып. 2. 1938.
15. До лотов Ю.С. Процессы аккумуляции и нарастания суши на отметом берегу в условиях его относительного поднятия. Тр. Ин-та океанологии АН СССР. 1958. Спец. вып. 1.
16. Долотов Ю.С. О развитии отмелых побережий в ходе новейшей трансгрессии Азово-Черноморского бассейна. Океанология. 1962. т. 2.
17. Долотов Ю.С. Динамические обстановки прибрежно-морского рельефообразования и осадконакопления. М., "Наука". 1989.
18. Долотов Ю.С., Ионин A.C., Каплин П.А., Медведев B.C. Относительные колебания уровня моря и их влияние на развитие морских берегов. Теоретические вопросы динамики морских берегов. М.: Наука, 1964.
19. ДрушицВ.А, Кленов Н.В, Сафьянов Г.А. Опыт отыскания коэффициента траска и энтропийной меры сортировки морских осадков. Вестн. МГУ, Сер. 5. геогр. 1981.
20. Егоров E.H. 1951. Наблюдения над динамикой подводных песчаных валов. Тр. Ин-та океанол. АН СССР, № 6.
21. Егоров E.H. 1956. Некоторые черты динамики отмелого аккумулятивного берега. Тр. Ин-та геогр. АН СССР. № 68.
22. Есин Н.В., Савин М.Т., Жиляев А.П. Абразионный процесс на морском берегу. Л.: Гидрометиздат, 1980.
23. Живаго A.B. Современные геоморфологические процессы на берегах Кубинского озера и Рыбинского водохранилища. Тр. Ин.-та. океанол. АН СССР, т. 10, 1954.
24. Жиндарев JI.A., Космынин В.Н., Лукьянова С.А., Соловьева Г.Д. Влияние повышения уровня Каспийского моря на динамику его аккумулятивных берегов. Теоретические проблемы развития морских берегов. М: Наука. 1989.
25. Жиндарев Л.А., Хабидов А.Ш., Тризно А.К. Динамика песчаных берегов морей и внутренних водоемов. Новосибирск. "Наука". 1998.
26. Зенкович В.П. Влияние эвстатических колебаний уровня океана на рельеф дна и побережий. Тр. Ин-та геогр. АН СССР, вып 37. 1946.
27. Зенкович В.П. Динамика и морфология морских берегов, ч. 1. Волновые процессы. Морской транспорт. 1946.
28. Зенкович В.П., Выработка абразионного профиля в процессе повышения уровня моря. Докл. АН СССР. 1948. Т. 63. № 27.
29. Зенкович В.П. О способе образования лагун. ДАН СССР, 1950, т. 75, № 4.
30. Зенкович В.П. Эволюция акваторий лагун. Изв. Всес. геогр. общ., 1952, №5.
31. Зенкович В.П. Некоторые закономерности развития берега Западной Камчатки. Тр. Океаногр. комис. АН СССР. 1956. т. 1.
32. Зенкович В.П. О происхождении береговых баров и лагунных берегов. Тр. Ин-та океанол. АН СССР, т. 21, 1957.
33. Зенкович В.П. О профилях подводного склона берегов западного Крыма. Тр. Ин-та океанол. АН СССР, т. 28, 1958.
34. Зенкович В'. П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд. АН. 1962.
35. Зенкович В.П., Владимиров А.Т. Новейшее опускание берегов Камчатки. Докл. АН СССР, т. 72, № 4, 1950.
36. Игнатов Е.И., Лукьянова С.А., Соловьева Г.Д. Современное состояние берегов Каспийского моря. Рекреационные ресурсы Каспийского моря. М.: Наука, 1989.
37. Игнатов Е.И., Каплин П.А., Лукьянова С.А., Соловьева Г.Д. Влияние современной трансгрессии Каспийского моря на динамику его берегов. Геоморфология. 1992. № 1.
38. Игнатов Е.И., Лукьянова С.А., Мысливец В.И., Никифоров Л.Г., Соловьева Г.Д. Аккумулятивные формы восточного побережья Каспийского моря в условиях современного подъема уровня моря. Вестн. МГУ, Сер. 5, геогр. 1993. № 5.
39. Игнатов Е.И., Огородов С.А. Морфодинамика берегов Каспийского моря в условиях колебаний уровня. Деп. ВИНИТИ № 2295 от 20.07.98. Реф. деп. ст. Вестник МГУ. Сер. 5. геогр. 1998, № 5.
40. Игнатов Е.И., Огородов С.А., Сафьяновым Г.А. Особенности морфодинамики берегов Каспийского моря в условиях экстремального повышения уровня и его возможной стабилизации. Геоморфология. 1998, №4.
41. Игнатов Е.И., Соловьева Г.Д. Оценка рекреационных ресурсов береговой зоны Дагестана. Каспийское море. Вопросы геологии и геоморфологии. М.: Наука, 1990.
42. Изучение геологической истории и процессов современного осадкообразования Черного и Балтийского морей, ч. 2, Киев, Изд-во Наукова Думка, 1984.
43. Ионин A.C., Каплин., П.А., Медведев B.C. Особенности формирования морских террас. Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1956. № 5.
44. Ионин A.C., Каплин П.А., Медведев B.C. Некоторые результаты региональных исследований на побережьях морей Советского Союза. Тр. Ин-та океанол. АН СССР. т. 48. 1961.
45. Ионин A.C., Каплин П.А., Леонтьев O.K. и др. Особенности формирования рельефа и современных осадков прибрежной зоны дальневосточных морей СССР. М.: Наука, 1971.
46. Каплин П.А. О некоторых особенностях лагун северо-восточного побережья СССР. Тр. Океаногр. комисс. АН СССР. 2. 1957.
47. Каплин П. А. Некоторые закономерности образования лагун. Океанология, IV, вып. 2. 1964.
48. Каплин П. А. Некоторые общие черты развития береговой зоны Тихого океана. Берега Тихого океана. М., "Наука", 1967.
49. Каплин П.А. Новейшая история побережий мирового океана. М., Изд-воМГУ, 1973.
50. Каплин П.А. Океан наступает?: Предисловие. Океан наступает. Пер. с англ. М.: Прогресс, 1989.
51. Каплин П.А. Особенности современного развития берегов в условиях быстрого подъема уровня. Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана ред. Каплин П. А., Селиванов А. О. М.: 1997.
52. Каплин П.А. Изменения уровня океана и их влияние на эволюцию окраин континентов. Тенденция развития природы в новейшее время (океан материк - шельф). М.: Изд-во МГУ, 1993.
53. Каплин П.А., Леонтьев И.О., Селиванов А.О. Особенности переформирования береговой зоны в условиях подъема относительного уровня моря. Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъема уровня Мирового океана. М.: 1997.
54. Каплин П.А., Поротов A.B., Селиванов А.О. Изменения береговой зоны при быстром подъеме уровня Мирового океана в результате влияния "парникового эффекта". Геоморфология, 1992, № 2.
55. Каспийское море. М.: Изд-во МГУ, 1969.
56. Катков С.А., Петров В.А., Сафьянов Г.А. Природные и лабораторные исследования динамики свободного галечного пляжа. Вестн. МГУ Сер. 5, геогр. 1984.
57. Клиге Р.К. Изменения глобального водообмена. М.: Наука, 1985.
58. Клиге Р.К. Варианты прогнозов положения уровня Каспийского моря. Геоэкологические изменения при колебаниях уровня Каспийского моря, ред. Каплин П. А., Игнатов Е. И. Геоэкология Прикаспия. Вып. 1. Гл. ред. Касимов. Н. С. М.: МГУ. 1997.
59. Кравцова В.И., Лукьянова С.А. Трансгрессивные изменения в береговой зоне Российского побережья Каспия (по результатам дешифрирования аэрокосмических снимков). Геоморфология. 1997. № 2.
60. Кравцова В.И., Лукьянова С. А. Изменения береговой зоны в пределах Калмыцкого побережья Каспия при подъеме уровня моря. Вестн. МГУ, Сер. 5, геогр. 1995. № 5.
61. Кунскас Р. По поводу развития залива Куршю-Марес, дельты реки Нямунас и прибрежных болот. История озер. Вильнюс. 1970.
62. Лахиджани X. Сток рек и устойчивость иранского побережья Каспийского моря. Автореферат дисс. канд. техн. наук. М.: 1997.
63. Леонтьев И.О. Динамика прибойной зоны. М., Изд-во ИО АН СССР, 1989.
64. Леонтьев И.О. Пространственная модель прибрежной морфодинамики, обусловленной штормовым волнением. Океанология. 1995. т. 35. №2.
65. Леонтьев O.K. Перестройка профиля аккумулятивного берега при понижении уровня моря. Докл. АН СССР. 1949. Т. 66. № 3.
66. Леонтьев O.K. Геоморфология морских берегов и дна. Изд. Моск. ун-та. 1955.
67. Леонтьев O.K. Некоторые особенности динамики и морфологии береговой зоны северо-западного побережья Каспия. Тр. Океанограф, комиссии, т. 2, 1957.
68. Леонтьев O.K. О происхождении некоторых островов северной части Каспийского моря. Тр. Океаногр. комиссии АН СССР, т. 2, 1957.
69. Леонтьев O.K. Типы и образование лагун на современных морских берегах. Сб. XXI Междунар. геол. конгр. Изд. АН СССР. 1960.
70. Леонтьев O.K. Основы геоморфологии морских берегов. Изд. Моск. ун-та. 1961.
71. Леонтьев O.K., Леонтьев В.К. К вопросу о генезисе и закономерностях развития лагунных побережий. Тр. Океаногр. комис. АН СССР, 1957, т. 2.
72. Леонтьев O.K., Маев Е.Г., Рычагов Г.И. Геоморфология берегов и дна Каспийского моря. М.: Изд-во МГУ, 1977.
73. Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г. О причинах планетарного распространения береговых баров. Океанология, 1965, т. 5, вып.4
74. Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г. Экспериментальные исследования взаимодействия эндогенных и морских экзогенных факторов. Природа, № 10. 1965.
75. Леонтьев O.K. Проблемы уровня Каспия и устойчивости его берегов. Вестн. МГУ. сер. 5. География. 1988. № 4.
76. Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г. К вопросу об образовании береговых баров. Тр. 2 Междун. океанографического конгресса. М., "Наука". 1966.
77. Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г. Экспериментальные исследования формирования береговых баров в условиях берегов поднятия. Тр. 10 сессии прибрежно-морских исследований. Таллин, 1966.
78. Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г., Сафьянов С.А. Геоморфология морских берегов. М.: Изд-во МГУ. 1975.
79. Леонтьев O.K., Халилов А.И. Природные условия формирования берегов Каспийского моря. Баку: Изд-во АН АзССР, 1965.
80. Литке Ф.П. Путешествие вокруг света на военном шлюпе "Сенявин". М., Географгиз, 1848.
81. Лукьянова С.А., Соловьева Г.Д. Изменения берегов Каспийского моря в последнем столетии. Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое, ч. 1. М.: 1983.
82. Медведев B.C., Долотов Ю.С., Щербаков Ф.А. Некоторые черты строения и развития берегов Южного Приморья. Тр. Ин-та океанологии АН СССР. 1961. т. 48.
83. Морская геоморфология. Терминологический справочник. М: "Мысль", 1980.
84. Муселяк С. Исследования литодинамических процессов в зоне прибойного заплеска. Дисс. канд. геогр. наук. М.: 1974.
85. Мякокин B.C., Никифоров Л.Г. Бары на берегах Каспия как индикатор погребенных локальных поднятий. "Мат-лы Моск. фил. ВГО", геоморфология, 1969, вып. 2.
86. Невесский E.H. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. Изд-во "Наука", 1967.
87. Никифоров Л.Г. К вопросу об условиях образования береговых баров (на примере о. Огурчинского). Океанология, IV, вып. 4. 1964.
88. Никифоров Л.Г. Структурная геоморфология морских побережий. Изд-во МГУ. 1977.fM
89. Никифоров JT.Г., Рычагов Г.И. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современного повышения уровня. Вестн. МГУ, Сер. 5, геогр. 1988, № 5.
90. Огородов С.А., Полещук A.B. Исследования морфодинамики берегов Дагестана в условиях экстремального повышения уровня моря. Сб. тезисов докладов на Междунар. конф. студ. и асп. по фунд. наукам "Ломоносов 98". М.: МГУ. 1998.
91. Отчет по научно-иссл. теме "Морфодинамический анализ Дагестанского побережья" (Агапов, Бадюкова, Варутценко, Добрынина, Соловьева, Спольникова и др.). М.: 1991.
92. Панин Г.Н, Дзюба A.B. и др. О возможных причинах изменения испарения за последние десятилетия в районе Каспийского моря. Водные ресурсы. 1991. № 3.
93. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М.: Изд-воМГУ. 1997.
94. Рычагов Г.И., Лукьянова С.А., Варутценко А.Н., Никифоров Л.Г. Прогноз уровня Каспийского моря на основе палеогеографических реконструкций. Вестн. МГУ. Сер. 5, геогр. 1994. № 3.
95. Рычагов Г.И., Никифоров Л.Г., Жиндарев Л.А. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современного повышения уровня. Вестн. МГУ. Сер. 5. геогр. 1996. № 4.
96. Сафьянов Г. А. Береговая зона океана в XX веке. М.: Мысль, 1978.
97. Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. М.: 1996.
98. Сафьянов Г.А., Игнатов Е.И. Динамика и проблемы устойчивости берегов Каспийского моря. Мелиорация и водное хозяйство. 1994. № 1.
99. Сафьянов Г.А., Лукьянова С.А., Игнатов Е.И. Геоморфология и динамика Российского побережья Каспийского моря. Геоморфология. 1994. №2.
100. Сафьянов Г.А., Игнатов Е.И., Шипилова JI.M. Динамика береговой зоны. Геоэкологические изменения при колебаниях уровня Каспийского моря, ред. Каплин П. А., Игнатов Е. И. Геоэкология Прикаспия. Вып. 1. Гл. ред. Касимов. Н. С. М.: МГУ. 1997.
101. Соловьева Г. Д. Зависимость распространения типов берегов Мирового океана от широтно-климатической зональности и тектонических движений. Автореф. дисс. на соиск. учен. степ. канд. геогр. наук, 1977
102. ТЭД "Каспий". М.: Экопрос, 1992.104. ТЭО "Каспий". М.: 1993.
103. Федосов М.В. Эоловая аккумуляция на Северном Каспии. ДАН СССР, Новая серия, 1950, т. 75, № 6.
104. Щербаков Ф.А. К истории развития северного и западного побережий Азовского моря в связи с образованием прибрежно-морских россыпей. Тр. Океан, ком., т. 12, М., Изд-во АН СССР, 1961.
105. Щербаков Ф.А. Материковые окраины в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1983.
106. Яблонская Е.А. Водная взвесь как пищевой материал для организмов бентоса Каспийского моря. Труды ВНИРО, 1969, т. 65.109. de Beaumont L.E. Septieme leçon. Leçons geologie practique, 1845
107. Bird E.C.F. Australian Coastal Barrier. Barrier Islands (ed. M. Schwartz), Stroudsburg, 1973.
108. Bruun P. Sea level rise as a cause of shore erosion. J. Waterways and Harbour Division, 1962. V. 88.
109. Bruun P. The Bruun Rule of erosion by sea level rise: A discussion large-scale two- and three-dimensional usage. J. Coast. Res. 1988. V. 4. N. 4.
110. Cowell P. J., Roy P. S., Jones R. A. Simulation of large-scale coastal change using a morphological behaviour model. J. Mar. Geol. 1995. V. 126.
111. Dean R.G. Equilibrium beach profiles: Characteristics and applications. J. Coast. Res. 1991. v. 7. N. 1.
112. Dean R.G., Maurmeyer E.M. Models for beach profile responses. Handbook of Coastal Proceccess and Erosion. Ed. P.D.Komar. Boca Ration: CRC Press, 1983.
113. Denise R. The impact of sea level rision coastal marshes. Progr. Phys. Geogr. 1990. v. 14. N. 4.
114. Dubois R.N. Predicting beach erosion as a function of rising water level. J. Geol. 1977. v. 85.
115. Dubois R.N. Barrier-beach erosion and rising sea level. Geology. 1990. v. 18. N. 11.
116. Davis W.M. Die erklärende Beschreibung der Landformen. Leipzig,1912.
117. Dillon W.P. Submergence Effects on a Rhode Island Barrier and Lagoon and Inferences on Migration of Barriers. J. Geol., 1970., v. 78.
118. Duffy W., Belknap D.F. at all. Morpology and stratigraphy of small barrier-lagoon systems in Maine. Marine geol., 1989, v. 88.
119. Edelman T., Dune erosion during storm conditions. Proc. 12th Int. Coastal Eng. Conf. Am. Soc. Civ. Eng., New York. 1970.
120. Fisk H.N. Padre Island and the Laguna Madre flats, coastal south Texas. 2nd Coastal Geography Conf, Lousiana State Univ., Baton Rouge, La., 1959.
121. Gilbert G.K. The Topografic Features of Lake Shores. U.S. Geological Survey 5th Ann. Rept., 1885.
122. Hands E.B. The Great Lakes as a test model for profile response to sea-level changes. Handbook of Coastal Prosesses and Erosion. Ed. by. R.D.Komar. Boca Raton: CRC Preess, 1983.
123. Hoyt J.H. Barrier Island Formation. Geol. Soc. Amer. Bull., 1967., v.78.
124. Hoyt J.H. Barrier Island Formation: Reply. Geol. Soc. Amer. Bull., 1968. v. 79.
125. Hoyt J.H. Chenier Versus Barrier, Genetic and Stratigraphic Distinction. Amer. Assn. Petroleum Geologists Bull., 1969., v. 53.
126. Hoyt J.H. Development and Migration of Barrier Islands, Northern Gulf of Mexico: Discussion. Geol. Soc. Amer. Bull., 1970., v. 81.
127. Ignatov Y.I., Kaplin P.A., Lukyanova S.A., Solovieva G.D. Evolution of the Caspian Sea coasts under conditions of sea-level rise: Model for coastal change under increasing "Greenhouse Effect". J. Coast. Res. 1993. V. 9. N. 1.
128. Jelgersma S. Holosen sea level changes in the Netherlands. Meded. Geol. Stichting, 1961, Ser. C-VI-7.
129. Johnson D.W. Shore processes and shoreline development. N.-Y.,1919.
130. Kaplin P.A., Selivanov A.O. Resent coastal evolution of the Caspian Sea as a natural model for coastal responses to the possible accelerated global sea-level rise. Marine Geology. 1995. v. 124. N. 1/4.
131. Kazubovski L. Middle and late holocene transgressions of the Baltic sea inthe central Polish coast. J. coastal res. 1992, v. 8, N 2.
132. Khabidov A.S., Nikiforov L.G., Zhindarev L.A. et all. Field studies of shore evolution. Proc. of the Intern. Conf. on Coastal Research in Terms of Large-Scale Experiments, 23-27 June, 1997.
133. Kraft J.C., John C.Y. Lateral and vertical facies relations of transgressive barrier. AAPG bull., 1979. v. 63, N 12.
134. Leatherman S.P. Barrier island evolution in response to sea level rise: A discussion. J. sedim. petrol., 1983. v. 53. N 3.
135. LeBlanc R.J., Hogson W.D. Origin and Development of the Texas Shoreline. Gulf Coast Assn. Geol. Soc. Trans. 1959., N 9.
136. Leontyev O.K. On the Cause of Present-Day Erosion of Barrier Bars. Coastal Research Notes, 1965., N. 12.
137. Leontyev O.K. Flandrian Transgression and the Genesis of Barrier Bars. Quaternary Geology and Climate, 1969., v. 16.
138. Leontiev O.K., Veliev K.A. Werstern coasts of the Int. Symp. "Transgressive Coasts: Studies and Economic Development". Baku, Sept. 1990.
139. Louters T., Gerristen F. Het mysterie van de wadden; hoe een getijde systeem inspeelt op de zeespiegelstijging, rapport RIKZ-94.040. 1994.
140. McGee W.J. Encroachments of the Sea. The Forum, L. S., 1890, N 9.
141. Orford J.D., Carter R.G. et all. Processes and timescales by which a coastal gravel-dominated barrier responds geomorphologically to sea-level rise: Story Head barrier, Nova Scotia. Earth Surf. Proc. and Landforms. 1985. v. 20. N. 1.
142. Otvos E.G. Development and Migration of Barrier Islands, Northern Gulf of Mexico. Geol. Soc. Amer. Bull., 1970., v. 81.
143. Otvos E.G. Development and Migration of Barrier Islands, Northern Gulf of Mexico: Reply Geol. Soc. Amer. Bull., 1970. v. 81.
144. Price W. A. Barrier Island, Not "Offshore Bar". Science, 1951, v.113.
145. Prise W.A. Environment and history of identification of shoreline types. Quaternaria, v. Ill, 1956.
146. Proseeding of Per Bruun Simposium. Newport, 1980.
147. Rampino M.R, Sanders J.E. Holocene transgressions in south-central Long Island. J. sedim. petrol., 1980. v 50, N 4.
148. Russel R.J. Physiography of lower Mississippi river delta. Louisiana Dept. Geol. Bull., N 8, 1936.
149. Sanders J., Kumar N. Evidence of shoreface retreat and in place «drowning» during holocene submergence of barriers, shelf off Fire Island. Geol. Soc. Amer. bull., 1975, v. 86.
150. Schwartz M.L. The Bruur theory of sea-level rise as a cause of shore erosion. J. Geol. 1967, v. 75. N. 1.
151. Schwartz M.L. Introduction. Barrier islands. Stroudsburg: DH&R.1973.
152. Shepard F.P. Longshore-bars and longshore-troughs. Beache Erosion Board Techn. Mem., N 15, 1950.
153. Shepard F.P. Gulf Coast Barriers. Recent Sediments, Northwest Gulf of Mexico. 1960.157. van Straaten L.M. Coastal Barrier Deposits in South- and North-Holland. Mededel. Geol. Sticht, Nieuwe Serie, 1965., N. 17.
154. Weggel R.J. A method for estimating long-term erosion rates from a long-term rise in water level. Coastal Eng. Techn. Aid. 1979. N. 79.
155. Zenkovitch V.P. Origin of Barrier Beaches and Lagoon Coasts. Lagunas Costeras, Un Simposio., Mem. Simp. Intern. Lagunas Costera 4, UNAM-UNESCO, 1969.
-
Огородов, Станислав Анатольевич
-
кандидата географических наук
-
Москва, 1998
-
ВАК 11.00.01
- Эколого-географические последствия колебаний уровня Каспийского моря для ландшафтов южного и западного побережья Каспия
- Геохимическая структура и эволюция лагунно-маршевых ландшафтов Западного Прикаспия
- Природные условия береговой зоны Дагестана и их изменения в связи с повышением уровня Каспийского моря
- Береговые морфосистемы Приморья
- Морфология и история развития юго-восточного побережья Каспийского моря в позднем плейстоцене и голоцене
