Динамика берегов Нарвского залива Балтийского моря: современное состояние и тенденции развития

Полный текст

Введение

Аккумулятивные песчаные берега чувствительны к изменению природных условий и к антропогенному воздействию. Морфодинамика их контролируется, главным образом, волнами и течениями, которые перемещают значительные объемы наносов и вызывают заметные деформации дна. Объект обследования — аккумулятивный берег Нарвского залива, где расположены самые протяженные песчаные пляжи российской части Финского залива. Участок побережья представляет интерес не только в научном, но и в практическом плане — в связи с реализацией проекта морского трубопровода “Северный поток — 2” (“Nord Stream 2”).

Цель исследования — характеристика современного состояния береговой зоны Нарвского залива и прогноз ее развития на ближайшие десятилетия. Методы — геоморфологический анализ результатов полевого обследования, изучение космических снимков, математическое моделирование гидро-, лито- и морфодинамических процессов. В качестве исходных данных использованы опубликованные материалы, космические снимки, навигационные карты ГУНиО (Главное Управление навигации и океанографии) масштаба 1:25 000 и 1:100 000, сведения о ветроволновом режиме (предоставлены компанией “Nord Stream 2”) и авторские материалы полевых наблюдений.

Краткая характеристика природных условий

Побережье Нарвского залива относится к юго-восточной части Финского залива Балтийского моря и сопредельному участку суши Прибалтийской низменности, точнее — к ее приморской части: Предглинтовой (Приморской) низменности. В северном секторе Нарвского залива на побережье Кургальского п-ова распространены: валунно-глыбовый бенч размытой морены на выступах берега и песчаные пляжи между ними. С юга берег ограничен уступом Балтийско-Ладожского глинта. В центральной части — выровненные аккумулятивные песчаные берега (рис. 1).

 

Рис. 1. Схема побережья Нарвского залива (составлена по [1])

1 — проектируемое положение выхода газопровода на акваторию; типы берегов: 2 — выровненный аккумулятивный песчаный, 3 — чередование выходов на берегу валунно-глыбового палеобенча и “карманов” заполнения песчаных пляжей; 4 — Балтийско-Ладожский уступ (глинт)

 

Предглинтовая низменность частично заболочена, имеет плоско-волнистый рельеф озерно-ледникового генезиса, трансформированный динамическим воздействием волноприбойной зоны Литориновой трансгрессии и последующими экзогенными процессами [2, 3].

Позднеголоценовая морская терраса составляет основу аккумулятивного берега Нарвского залива. Древние береговые валы и дюны переходят в широкие пляжи (50–100 м), сложенные хорошо сортированными мелкозернистыми песками. Они подстилаются преимущественно глинистыми и песчано-глинистыми литориновыми и постлиториновыми илами. Нижняя часть осадков голоцена представлена глинами и алевритистыми глинами Анцилового озера. Комплекс четвертичных отложений залегает на фиолетово-голубых глинах нижнего кембрия. Их выходы на дне залива встречаются до глубин 6–8 м. За внешней границей активного волнового воздействия на дне встречаются выходы кристаллического фундамента (гнейсы и мигматиты) [4–6].

Берег залива, как и значительная часть бухтовых берегов восточного побережья Балтики, представлен чередованием участков размыва и аккумуляции. В южной части залива абрадируются кембро-ордовикские пески Балтийско-Ладожского глинта. В северной части размываются глинистые пески с включениями валунов, гальки и гравия (поздневалдайские морены неоплейстоцена). Определенная доля алеврита и песков выносится в залив реками Нарва и Россонь. Помимо абразии, важную роль в бюджете наносов играет донный источник питания. По своей значимости он даже превосходит береговой [7]. В береговую зону поступает, таким образом, достаточное количество материала для формирования аккумулятивных берегов с широкими пляжами.

Южная часть залива более приглубая чем северная (рис. 1). Это определяет различия в потерях энергии волн на подходах к берегу. Перемещения наносов и деформации дна в северном секторе происходят менее интенсивно, чем в южной части залива.

Рельеф пляжа и верхней части подводного берегового склона

Обследование проведено на участке протяженностью 10 км (рис. 2, б). На профилях выделены основные морфологические элементы пляжа, отражающие его динамику. Среди них — границы:

• пляжевой бермы — субгоризонтальная поверхность, расположенная на внешней части пляжа и ограниченная с обеих сторон более крутыми уклонами его профиля;
• прямого потока заплеска волн, маркируемые скоплениями плавника;
• пляжа, в месте его сочленения с позднеголоценовой морской террасой;
• ареалов различных видов растительности (травянистая, кустарниковая, древесная).

В результате измерений установлены тенденции: к увеличению ширины пляжа, к уменьшению средних уклонов и расширению зоны прямого потока заплеска волн с юга на север (рис. 2, а). В этом же направлении выполаживается и подводный береговой склон (рис. 2, а; 3).

 

Рис. 2. Район обследования пляжа с основными морфометрическими и морфодинамическими характеристиками

(а) — ширина, м; (б) — уклон поверхности; (в) — видимая по скоплениям плавника граница максимального прямого потока заплеска волн относительно уреза воды, м

 

Рис. 3. Сравнение крайних — южного (К01) и северного (К18) профилей пляжа

1 — видимая по выбросам плавника на момент измерений граница максимального прямого потока заплеска; 2, 3 и 4 — растительность: травянистая, кустарниковая и древесная, соответственно.

(а) — микролагуна; (б) — канал компенсационного оттока вод из микролагуны; (в) — подводный вал, выходящий на дневную поверхность и причленяющийся к берегу при сгонах и затухании волнения

 

Выявлен значительный запас наносов в береговой зоне. В тыловой части пляжа прослеживается слабо выраженная авандюна, прислоненная к береговому валу более ранней генерации. Она читается в рельефе только в южном сегменте берега и к северу постепенно выполаживается. На всем участке современные песчаные отложения перекрывают позднеголоценовую морскую террасу. Размыв древних береговых форм не выявлен.

Слабо выраженная пляжевая берма прослежена фрагментарно. Урез воды отчетливо не определен. Зона прямого потока заплеска волн занимает широкую полосу берега. Штормовые нагоны могут достигать высоты 0.5–0.8 м (по расчетным оценкам). Уменьшение уклонов пляжа к северу, приводит к активному формированию лагун, параллельных урезу воды. За границей выброса и скопления плавника пляж осложнен микроформами эолового происхождения.

В пользу усиления роли аккумулятивных процессов в северном направлении говорит и характер подводного рельефа. Анализ космических снимков показал, что в северном секторе количество подводных валов значительно больше (до 5), чем на юге (2–3). Расстояние от уреза воды до гребня самого дальнего от берега подводного вала возрастает в том же направлении (рис. 4). В основе механизма выдвижения берега — периодические перемещения и причленение к нему во время сгонов и затухания волнений аккумулятивных форм прибрежного мелководья (рис. 3, профиль К18).

 

Рис. 4. Рельеф отмелого взморья южной (а — снимок 08.2010 г., в — снимок 05.2016 г.) и северной частей участка обследования (б — снимок 08.2010 г., г — снимок 05.2016 г.). Пунктир — гребни подводных валов (космоснимок Google)

 

Вдольбереговой транспорт наносов

Вдольбереговые потоки наносов, создаваемые волнами и течениями, в значительной мере определяют динамику берега и тенденции его развития. Расчетные методы позволяют оценить потенциальную емкость насыщенного потока, который отвечает условию достаточного количества материала на дне. В действительности, потоки могут быть и не насыщенными, если слой наносов слишком тонок и имеет разрывы. Такая ситуация вероятна в районе северного края Нарвского залива, где скопления донных осадков перемежаются c выходами коренных пород и валунов бенча. На остальной части побережья залива толщина донного слоя песка не ограничивает возможность его транспортировки волнами и течениями. Можно ожидать: расчетная емкость потоков наносов близка к реальной их мощности.

Для расчетов использовалась модель LONT-2D [8, 9]. В качестве репрезентативной крупности песка на дне принято значение 0.2 мм. По данным о волновом режиме диагностирована продолжительность волнений различной силы t_w для основных волноопасных направлений (табл. 1). Наибольшую продолжительность имеют западные волнения (А = 270°).

 

Таблица 1

Годовая продолжительность характерных волнений различных направлений

Hs, м	Tp, с	A, град.
		240	270	300	330
		tw, ч
0.5	3.2	302	533	328	218
1	4.1	299	678	287	192
1.5	5.2	145	377	130	81.8
2	6.1	38.8	172	57.8	40.2
2.5	6.8	6.2	57.4	33.2	19.4
3	7.3	0.4	18.7	12.2	6.0
3.5	7.7		5.3	5.8	1.8
4	8.3		1.1	0.7	0.1
4.5	8.5		0.2

Примечание: H_s — значительная высота волны (13% обеспеченности в системе рассматриваемого шторма); T_p – средний период волны; А — азимут волнения.

 

Рассчитаны: распределение годовых потоков наносов вдоль берега, создаваемых волнениями от различных румбов, и результирующий поток — алгебраическая сумма всех составляющих (рис. 5). Наиболее мощный поток связан с западным волнением (около 100 тыс. м³/год). Потоки для волнений иных направлений, в основном, не превышают 20–30 тыс. м³/год. Различия обусловлены значительной разницей в суммарной продолжительности волнений (табл. 1). В южной части залива мощности потоков больше, чем в северном. Причина — различия условий рефракции и трансформации волн над неоднородным рельефом дна.

Еще одна особенность заключается в реверсе потоков при разнонаправленных штормах (A = 270° и A = 300°). Изменение направления потока на противоположное обусловливается, как изменениями подводного рельефа, так и разворотом контура берега от направления ЮЮЗ–ССВ к направлению Ю–С (рис. 5 — верхний график).

 

Рис. 5. Ориентировочные расчетные мощности среднегодовых потоков наносов для волнений основных направлений и результирующий поток. Положительные значения отвечают перемещению наносов с юга на север (направление потоков указано стрелками)

 

Изменение результирующего годового потока наносов определяются, в основном, западным волнением: максимум достигается в южной части залива (до 140 тыс. м³/год). С юга на север поток наносов теряет мощность и затухает. В северной части залива он направлен в обратном направлении (до -60 тыс. м³/год). Конвергенция потоков означает их разгрузку и, как результат, аккумуляцию песка в зоне слабых вдольбереговых двухсторонних его миграций. Объем аккумуляции ΔV оценивается средней величиной градиента потока ΔQ/Δy (рис. 5). На протяжении берега между 5 и 15.5 км (Δy ≈ 10.5 км) мощность потока изменяется от 140 до -60 тыс. м³/год (ΔQ ≈ 200 тыс. м³/год). Здесь должен накапливаться объем песка ΔV ≈ 19.0 м³ в год на 1 пог. м береговой линии. Определенная его часть может выноситься за пределы береговой зоны штормовыми течениями в море или эоловыми факторами в сторону суши.

Долгосрочные тенденции эволюции берега

Тенденции отступания или выдвижения берега определяются состоянием приходной или расходной частей бюджета наносов (B) и скоростью изменения относительного уровня моря (w). Скорость смещения береговой линии (∂x₀/∂t) связана с указанными величинами посредством следующих уравнений:

∂x₀/∂t = (B – wl_x) / (h_* + z_c), (1)

B = q_Aeol – q_* – ∂Q/∂y, (2)

где h_* — глубина замыкания (closure depth), маркирующая границу области значимых штормовых деформаций дна (>0.1 м), z_c — возвышение верхней границы пляжа, l_x — протяженность морфодинамически активной части профиля (между h_* и z_c) [8]. Глубина h_* определяется высотой штормовых волн H_s12h, действующих не более 12 ч в году [10]:

h_* = 2.8H_s12h^2/3. (3)

В нашем случае h_* ≈ 6.5 м (т. к. согласно табл. 1, H_s12h ≈ 3.5 м).

Главными статьями бюджета для песчаного берега являются градиент вдольберегового потока наносов ∂Q/∂y, а также поперечные потоки материала через нижнюю и верхнюю границы береговой зоны (q_* и q_Aeol соответственно). Поток q_* подсчитывается на основе волновых данных, а поток q_Aeol, обусловленный эоловым переносом песка — по данным о режиме ветров (табл. 1) [8].

Вся прибрежная территория Нарвского залива испытывает тектоническое поднятие [2]. Оно компенсирует тенденцию общего повышения уровня Мирового океана (w>0), скорость которого для Балтики оценивается в 1 мм/год [11]. Точных данных о скорости тектонического поднятия нет. Можно допустить, что указанные тенденции уравновешивают друг друга, и w ≈ 0.

Параметры морфодинамически активной части профиля, оценки составляющих бюджета наносов, а также ожидаемая скорость смещения берега приведены в таблице 2. В принятой нами системе координат потоки в сторону суши считаются отрицательными, а выдвижение берега в море рассматривается как положительное (∂x₀/∂t>0).

 

Таблица 2

Параметры бюджета наносов и тенденции изменения берега

Параметр	Значение
Глубина замыкания h*, м	6.5
Возвышение пляжа над урезом zc, м	2
Длина морфодинамически активной части профиля lx, м	980
Градиент ∂Q/∂y, м3 в год на 1 пог. м береговой линии	-19.0
Поток на нижней гр. q*, м3 в год на 1 пог. м береговой линии	-7.5
Поток на верхней гр. qAeol, м3 в год на 1 пог. м береговой линии	-18.0
Бюджет наносов B, м3 в год на 1 пог. м береговой линии	8.5
Смещение берега ∂x0/∂t, м год-1	1.0

 

Расчетами установлен положительный бюджет наносов. Аккумуляция (более 8 м³ в год на 1 пог. м береговой линии) определяет нарастание берега со скоростью 1 м/год. Запас песка на дне, по-видимому, достаточен, чтобы поддерживать этот процесс в течение ближайших десятилетий. Даже если допустить ускорение глобального повышения уровня океана до 5 мм/год [12], то и в этом случае тенденция к выдвижению берега сохранится.

Заключение

В береговой зоне накоплены значительные запасы прибрежных песков. Пляжи шириной 80–100 м примыкают к позднеголоценовой морской террасе. Уступы размыва древних береговых форм отсутствуют.

Выявлены тенденции к увеличению ширины пляжа, уменьшению средних его уклонов и расширению зоны подводных валов в направлении с юга на север. В этом же направлении выполаживается и рельеф подводного берегового склона.

Результирующий вдольбереговой поток песчаных наносов направлен в основном на север. Его максимум — в южной части залива (140 тыс. м³/год). По ходу движения поток теряет мощность и в северной части залива он направлен в противоположном направлении — на юг (до -60 тыс. м³/год). В зоне конвергенции аккумуляция песка, составляет, в среднем, 19.0 м³/год на 1 пог. м береговой линии.

Аккумуляция наносов на исследованном участке в объеме — около 8 м³ в год на 1 пог. м обеспечивает выдвижение берега со скоростью около 1 м/год. Повышение уровня Мирового океана компенсируется тектоническим подъемом суши.

Совокупность выявленных факторов говорит о стабильности обследованного участка берега в ближайшие десятилетия при условии сохранности источников песчаных наносов и тенденций их перемещения.

Благодарности. Работа выполнена в рамках работ по оценке литодинамического режима береговой зоны для российского участка морского трубопровода “Северный поток — 2”, в рамках государственного задания Института Океанологии РАН (тема № 0149-2019-0005) и при финансовой поддержке РФФИ (проект № 15-05-08239 и проект № 16-05-00364).

Acknowledgments. Present paper is a part of the work aimed to estimate the lithodynamic regime of the onshore zone for the Russian section of the Nord Stream Offshore Pipeline, as part of the state assignment of the Institute of Oceanology RAS (subject No. 0149-2019-0005) and under financial support of the RFBR (Project No. 15-05 08239 and No. 16-05-00364).

Об авторах

Д. В. Корзинин

Институт океанологии имени П.П. Ширшова РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: korzinin2000@mail.ru
Россия, Москва

И. О. Леонтьев

Институт океанологии имени П.П. Ширшова РАН

Email: igor.leontiev@gmail.com
Россия, Москва

М. Н. Штремель

Институт океанологии имени П.П. Ширшова РАН

Email: igor.leontiev@gmail.com
Россия, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы