Сучасний еоловий морфогенез у береговій зоні морів

1. Аналіз вивченості еолових процесів у береговій зоні Світового океану

Важливе значення еолового рельєфу в житті людини вимагало його дослідження вже давно. Суттєва активізація вивчення цього рельєфу відбулася усередині ХІХ ст. З тих пір накопичилася велика кількість опублікованих робіт, які виконувалися у різних країнах і за різними напрямками. До середини ХІХ ст. у більшості робіт переважали якісні описи еолового рельєфу як елементу певної місцевості, максимальна увага приділялася швидкостям, напрямкам руху дюн, завданій шкоді та шляхам боротьби із негативним впливом рухомих дюн. З часом діапазон дослідження розширився, дослідження були сконцентровані на виявленні ролі деяких факторів (вітер, рослинність) у появі і динаміці дюн. На початку ХХ ст. активно втілюються кількісні описи. З 50-х років ХХ ст. більшість робіт було спрямовано на з'ясування залежності кількості піску, який переноситься вітром певної швидкості (Айбулатов, 1966; Егоров, 1953; Минкявичус, 1964; 1968; Bagnold,1966; Briguet,1923; Cooper, 1958; Guilcher, 1954; Kuenen,1960; Tnicart,1951). Але при цьому не ураховувалася дія інших факторів еолового рельєфоутворення, а в першу чергу -- морських гідрогенних факторів, які є керівними в еволюції берегової зони взагалі.

У другій половині ХХ століття з'являється все більше робіт, присвячених отриманню кількісних характеристик і комплексному дослідженню еолового морфогенезу на морських берегах. Найвидатнішою була робота В.П. Зенковича (1962), в якій він довів нерозривний зв'язок розвитку підводного схилу і берегу, сусідніх берегових ділянок у межах літодинамічних кошарок, різних факторів рельєфоутворення у береговій зоні. Вперше у літературі висловлюється припущення про зв'язок еолових процесів з загальною динамікою берегової зони, але яким чином і чому -- не пояснювалося.

В своїх дослідженнях М.О.Айбулатов (1966, 1990), Р.В.Абрамов (1971), О.П. Лисицин (1974) розглядають питання живлення морів еоловими наносами ті їх роль у осадконакопиченні. М.О.Айбулатовим виконано порівняння кліматичних, геоморфологічних, літологічних, геологічних і ботанічних умов виникнення еолових потоків і різних механізмів перенесення осадкового матеріалу на узбережжях морів у різних фізико-географічних умовах. Наприкінці 80-х рр. ХХ ст. був складений глобальний огляд берегів Світового океану (Берд, 1990; Каплин и др., 1991; Шуйський, 1986; Bird, 1981, 1985, 1990, 1994; Kelletat, 1988, 1989). Провідна увага приділялася найбільш вірогідним інструментальним вимірам еолових форм і процесів. З цих робіт виходить, що перетворення на морських берегах, які несуть на собі берегові дюни, відбувається або через зміну швидкостей надходження наносів з різних джерел, або через вихід наносів за межі пляжевої системи. Тут же робиться однозначний висновок про тісний зв'язок розвитку хвильових пляжів і дюн, але яким чином і чому -- незрозуміло. Але складаються умови для початку розроблень щодо узагальнень із еолодинаміки і формулювань положень про еоловий морфогенез.

Поряд з комплексними узагальненнями з'явилася низка узагальнень регіонального характеру, в яких проявилося прагнення до комплексності дослідження (Гуделіс, 1954; Кононова, Кононов, 1975; Павлідіс, 1968; Arens, 1994; Borowka, 1980; Bressolier, 1984; Breton, Esteban, 1995; Brown, McLachlan, 1990; De-Moor, 1979, 1994; Ehlers, 1988; Norrman, 1981; Ritchie, Penland, 1988; Vanney, Menanteau, Zazo, 1979). Одночасно продовжувалось накопичення фактичного матеріалу, поширювалося застосування стаціонарних досліджень еолових процесів, як наприклад К.Боровкою (1980) на південних берегах Балтійського моря.

Ландшафтний напрямок в дослідженні еолових форм і процесів найшов своє відображення у роботах Д. Нормана (1981), Р. Картера (1988), А. Брауна і Т. МакЛачлана (1990), П. Вестергарда (1991). Ландшафтне профілювання на морських берегах застосовувалося і іншими авторами, але вони, на відміну від інших, досліджували внесок як хвильових, так і нехвильових факторів у формування ландшафтної структури, розробили напрямки шляхів і дію механізмів розвитку піщаних екосистем. Активне застосування ландшафтного профілювання в подальшому набуло широкого розповсюдження на піщаних берегах США (Psuty, 1992; Ritchie, Penland, 1988), Піренейського півострова (Breton, Esteban, 1995; Guidebook Symposium, 1986; Vanney and оth.,1979). Однією з недавніх регіональних публікацій є робота Р. Желінскаса та ін. (2001). Автори викладають результати вивчення швидкостей дії вітру як еолового фактору, найбільш характерні риси руху наносів, морфологію берегів, процеси еолової дефляції і їх розповсюдження.

Серед робіт, присвячених еоловому морфогенезу в пустелях, досить помітною є монографія Р.А. Бегнольда (1973), яка присвячена фізичним процесам вітрового руху і перерозподілу піщаних і пелітових фракцій. Цей автор розкрив механізм впливу розмірів наносів і їх мінералогічного складу на еолодинаміку, показав наявність різних механізмів зрушування і транспортування частинок різної крупності у природних умовах. Ним вперше отримана залежність кількості наносів, які рухаються вітром, від швидкості вітру, що дозволило отримати кількісні уявлення про еолові процеси. Значний внесок у подальші дослідження еолових процесів в пустелі зробили праці М.О. Айбулатова і М.М. Сєрової (1983), Армагельдиєва (1990), Вейісова (1976), А.І. Знаменського (1958), Петрова (1950, 1973), Федоровича (1948, 1972, 1983).

Від середини ХХ ст. міцні позиції захопили методи лабораторно-експериментальних досліджень. Особливо активно цей напрямок розвиває К. Хорікава із співробітниками (1988, 1991). Більша частина результатів новітніх лабораторних і натурних експериментів викладена у спеціальній збірці (1991). Особливу цінність має числова характеристика еолового процесу у залежності від крупності і вологості піску, характеру рослинності, параметрів вітрового режиму. Поміж натурних експериментальних досліджень виділяються роботи В. Гольдсміта (1985), К.Ф. Нордстрома і Н.Л. Джексон (1993). У ній автори підтвердили залежність кількості піску, який переміщується, від параметрів вітру, розмірів наносів, морфології пляжу. Але вони також не визначили взаємозв'язок еолового рельєфоутворення від комплексу факторів прибережно-морської системи морів і океанів.

Вельми корисними виявилися висновки В.П. Чічагова (1998, 1999) про перспективи і актуальність вивчення еолового морфогенезу взагалі. І хоча обидві книги носять регіональний характер, в них піднімається низка глобальних, загальногеографічних проблем. Цим автором виділено три аспекти цього вивчення:

створення вчення про еоловий морфолітогенез;

узагальнення матеріалів з основних особливостей і закономірностей формування еолового рельєфу;

проведення порівняльного аналізу морфолітогенезу в природі, в кордонах різних фацій.

Створення вчення В.П. Чічагов відносить до майбутнього. А от два інших напрямки бачаться йому у якості пріоритетних на поточному етапі. На жаль, цей автор, як і інші, при цьому навіть не згадує особливості і відміни еолового морфогенезу в береговій зоні морів.

Отже, виконаний нами ретельний аналіз використаних бібліографічних джерел в дисертації дозволив виявити наступне: 1) еолові процеси і еоловий морфогенез у пустелях і на морському березі ототожнює левова більшість дослідників; 2) еолові процеси і еоловий морфогенез на морському березі іншими дослідниками розглядається самостійно, як сам собою, не пов'язується з процесами прибережно-морського рельєфоутворення і загального копіння наносів у береговій зоні. Цей же аналіз дозволив виявити, якими методологічними принципами слід керуватися у процесі розробки даної теми. Найбільш важливими є наступні:

системність середовища формування процесів еолодинаміки на берегах морів;

відповідність еолового рельєфоутворення оточуючим екзогенним геоморфологічним умовам;

просторово-часова єдність усіх елементів еолового процесу;

врахування природної специфічності берегової зони морів;

необхідність оптимізації і вірогідності опису еоловоутворюючої системи взагалі і кожного її елементу окремо;

корпоративності.

В першу чергу ці принципи, окрім інших, загальногеографічних, повинні забезпечити досягнення основної мети даної роботи і вирішення тих завдань, які сприяють досягненню цієї мети. Саме за допомогою проробки використаних джерел була визначена структура роботи, мета і завдання наших досліджень.

Цілеспрямований огляд наявної бібліографії показав необхідність вказати, які терміни і визначення прийняті у даній роботі. Багато з них прийняті такими, як вони інтерпретуються у довідковій і навчальній літературі. Деякі з них були уточнені або введені вперше.

2. Основні природні умови виникнення і розвитку еолового рельєфу у береговій зоні морів

Поміж діючих факторів еолового морфогенезу на морському березі відокремлюються активні і пасивні. До активних відносяться ті режимні параметри вітру (швидкість, повторюваність, напрям, термін дії), які приносять рельєфоутворюючу енергію, а до пасивних - ті, які її розпорошують та засвоюють у процесі рельєфоутворення (копіння наносів, вологість наносів, рослинний покрив, рельєф поверхні акумулятивних форм тощо).

На морському березі джерелом наносів є морський пляж, на відміну від піщаних пустель. Тому у формуванні еолового рельєфу важливе значення має експозиція результативного вектора вітрового потоку відносно повздовжньої вісі піщаної акумулятивної форми. Якщо результативний вектор вітрової енергії має берегову складову, то провідним процесом є здмухання наносів у море. При цьому найчастіше еолові форми не встигають поформуватися, не встигають прийти у відповідність із режимними характеристиками вітру, а тому мають невеликі розміри (висота не перевищує 3-5 м). Якщо ж, навпаки, напрямок дії результативного вектору переважає з боку моря, тоді, за іншими сприятливими факторами (характер впливу хвиль та гідрометеорологічних коливань рівня моря, копіння, склад і вологість наносів, рослинний покрив і параметри рослинності, рельєф), за межами пляжу можливе формування великої еолової форми рельєфу. При цьому частіше за все еолові форми досягають своїх максимально можливих розмірів, встигають прийти у відповідність із режимними характеристиками вітру, а тому можуть бути найбільш великими (вище 5 м). Також слід вказати, що великі розміри еолового рельєфу утворюються і під час дії вздовжбрегових вітрів, як, наприклад, на південному узбережжі Балтійського моря. Отже, маємо певне різноманіття еолового морфогенезу, накопичення числа умов його відбування.

Другим дуже важливим параметром вітру є його швидкість. В дисертації підтверджено, що із зростанням швидкості вітру відповідно зростає і натисок вітропіщаного потоку (Айбулатов, 1966, 1990; Закиров, 1969; Bagnold, 1973; Borowka, 1980; Goldsmith, 1985; Horikawa, 1988; Hotta and oth., 1991). Та разом із цим, аналіз графіків з цих робіт показав, що існують суттєві відмінності кількості перенесеного піску вітром однієї і тієї ж швидкості. Ці відмінності обумовлені тим, що експерименти проводились в різних умовах: при різній товщині шару сухого піску, напряму вітру по відношенню до джерела живлення (пляжу), на ділянках із різною розчленованістю поверхні акумулятивної форми, на різних стадіях розвитку вітрової ситуації і у різних морфологічних частинах (пляж, еолова зона) акумулятивних форм. У результаті, кількість перенесеного піску була встановленою невірно, бо вона залежить від конкретних елементів ландшафтної структури. Синхронні вимірювання натиску вітропіщаного потоку на пляжі, в еоловій і лиманній зонах показали, що на морському пляжі наносів транспортується у 2-5 разів більше, ніж у еоловій зоні і у 10-380 разів більше, ніж у лиманній зоні. Вздовжберегові вітри переносять піску більше, ніж вітри цієї ж швидкості, але дмуть впересік спрямовування берегової лінії. Також еолове перенесення пісків завжди більше з боку суходолу, ніж із боку моря, але протягом дії однакових швидкостей вітру.

Найбільша кількість наносів рухається у перші години дії вітру з ефективними переміщуючими швидкостями (> 4,5-5,0 м/с). Потім, незважаючи на продовження його дії, а іноді і зростання швидкості, перенесення піску зводиться до мінімуму і може повністю припинитися, хоча вітер продовжує нарощувати швидкість. В пустелях такого немає. А на морському березі причиною є формування вітростійкої поверхні на вологому піску, з більш крупних і важких наносів, чурупки, рослинних залишків. Найбільш ефективною є вітростала поверхня з вологих наносів. Зміна вітрової ситуації сприяє подачі на морський пляж різнозернистого матеріалу, частина якого звичайно втягуються у еолове транспортування. Тому для сильних вітрів (10-15 м/с) має значення не тривалість дії, а частота зміни швидкостей і напрямів дії. Для дуже сильних вітрів (15-20 м/с), які переміщують найбільш великі фракції, має значення тривалість дії таких швидкостей по одному з напрямків.

Важливою характеристикою вітрового потоку є його довжина розбігу. Вперше на цей фактор еолового перенесення звернув увагу А.І. Знаменський (1958), потім Ф. Кьюнен (1960) і К. Хорікава (1988) на аеродинамічних установках, що не відповідає реальним природним умовам, особливо берегової зони. На морському березі джерело наносів чітко фіксоване - ним є пляж. Тому нами довжина розбігу визначалася саме там. Встановлено, що при морських вітрах впересік спрямовування берегової лінії пісковловлювачі починають заповнюватися наносами на відстані 20-25 м від зрізу моря, а максимального наповнення досягають на відстані 40-45 м від зрізу. В залежності від комплексу природних умов, ширина пляжу значно коливається (від 10 до 70 м, частіше від 25 до 40 м) у просторі і часі в межах окремих вздовжберегових літодинамічних кошарок. Під час штормів амплітуда планових деформацій берегової лінії може складати 20-30 м, а це співмірно з шириною пляжу. Це означає, що відбувається постійна зміна тієї піщаної поверхні, над якою вітровий потік насичується наносами. Відповідно змінюються умови зародження і формування еолового рельєфу на різних відрізках поверхні піщаних акумулятивних форм і у різноманітних умовах впливу вітрів різних напрямків, різного копіння, кількості, складу і вологості наносів на пляжі. Таких явищ не буває в піщаних пустелях.

Поряд із режимними характеристиками вітру, кількість (чи копіння) наносів є важливою складовою частиною у формуванні вітропіщаного потоку. Чим їх більше у береговій зоні, тим більше їх утягується у еолове транспортування і еоловий морфогенез взагалі, тим більше ступінь насичення вітропіщаного потоку. Критерієм ступеню насичення вітропіщаного потоку нами запропонований коефіцієнт його натиску:

Vеол. = Q / E,

де Q - об'єм наносів, у.о.; Е - енергія вітру, у.о.). Його зміст викладається стосовно до безпосередньої поверхні піщаних акумулятивних форм, на якій розвиваються сучасні еолові процеси. Він є величиною безрозмірною, формально може змінюватися від 0 до . У природних умовах має реальні характеристики, обумовлені конкретними значеннями Q та Е. Vеол характеризує різноманітність умов живлення наносами тих чи інших осередків еолодинаміки і розповсюдження еолових форм рельєфу.

Вологість наносів є одним з найважливіших чинників, які суттєво впливають на переміщення наносів. На це вказували В.П. Зенкович (1962), А. Гільшер (1954), К. Боровка (1980, 1994), В. Гольдсміт (1985), К. Хорікава (1988, 1991), А. Жилінскас із співавторами (2001). Вологі наноси формують ефективну вітросталу поверхню для вітрів до 15 м/с. Вітри однієї швидкості переносять менше вологого піску, ніж сухого. Чим вища вологість наносів, тим менше їх переміщується. Насичені водою наноси не рухаються навіть під час ураганів. Вологість наносів залежить від декількох найбільш важливих чинників і від атмосферних опадів, близькості залягання ґрунтових вод, заплеску штормових хвиль і від водяного пилу, що дме на берег сильними вітрами. В залежності від них, поверхневий пісок має різну вологість і по різноманітно реагує на вплив вітру.

Рослинність є одним з найважливіших факторів регулювання еолового процесу і реакції вітрового потоку на будову підстельної поверхні. Підсумковим є вплив, спрямований на розпорошення вітрової енергії на поверхневому шкарубкому горизонті. Величини втрат енергії вітрового потоку залежать від видового складу, розміру ареалу розповсюдження рослинності, висоти і щільності окремих рослин, проективного вкриття. Експериментальні дослідження автора показали, що під час дії вітрів різних напрямків і різних швидкостей найбільші швидкості на горизонталях 0,1; 1,0 і 2,0 м фіксувалися на морському і лиманному пляжах, позбавлених рослинності, а мінімальні - у лиманній зоні і на межі лиманної і еолової, де є найбільшою щільність рослинності. У відповідності із закономірностями розподілу швидкостей вітру над морською, еоловою і лиманною зонами (елементами поверхні) знаходиться й кількість піску, що переміщується. Відповідно, вона дорівнює в названих зонах 70-80; 10-20 і менше 10% від всієї сумарної кількості. Це означає, що рослинність сприяє розпорошенню 50-60% всієї вітрової енергії і сприяє активному падінню наносорушійної спроможності вітрового потоку.

На вітровий рух наносів важливий вплив має членування рельєфу поверхні акумулятивних форм і суміжного корінного берегу. Різний рельєф поверхні акумулятивних форм по-різному взаємодіє з вітровим потоком і розпорошує його енергію. Отже, різноманітно переміщуються наноси а різних ділянках (в межах різних елементів ландшафту) акумулятивних форм або у межах всієї форми в цілому. Детально розглянуто вплив рельєфу на поверхні акумулятивних форм уздовж пересіку: а) пляж повного пересіку з рівною поверхнею; б) з пасмом чи грядою авандюни; в) з авандюною, еоловою зоною та пагорбковою лиманною поверхнею. Такий поділ є відсутнім у пустелях. Також проаналізовано вплив рівнинного та піднесеного (подекуди -- гірського) рельєфу суміжного суходолу, що в пустелях також не проявляється. На піщаній поверхні з підвищеннями відбувається згущення силових ліній вітрового потоку над вершинами та їх розтяжка над улоговинами мід позитивними формами. Вітер однієї і тієї ж швидкості переносить у 1,5-2,0 разів менше наносів над поверхнею, яка ускладнена зморшками, ніж над плоскою поверхнею.

В умовах розповсюдження низьких дюн (до 5 м) гасіння вітрового потоку більше залежить від щільності рослинного покриву, ніж від рельєфу поверхні. Із зростанням висоти авандюни її роль у гасінні вітрового потоку стає все суттєвішою, але по-різному проявляється під час дії швидкостей вітру а) менше 10 м/с і б) більше 10 м/с. Для вітрів до 10 м/с вона стає непереборною перешкодою, в той час, як штормові (більше 15 м/с) та ураганні (більше 30 м/с) вітри її вільно долають, і одночасно транспортують наноси з навітряного боку у завітряний.

Вітровий потік, що проходить над пересіком бара, коси чи пересипу з авандюною, еоловим пасмом і пагорбковою лиманною зоною роздрібнюється, розчленовується на серію окремих струменів чи турбулентних віхорів вітру. Кожний із них характеризуються різними швидкостями, напрямками і термінами існування. На навітряних схилах відмічається переміщення наносів за напрямком вітру, а на завітряних схилах - назустріч генеральному вітровому потоку. У привершинній частині позитивної еолової форми відбувається дивергенція вітрових струменів і акумуляція наносів, а в улоговинах, навпаки, -- конвергенція цих струменів. В результаті утворюються і розширюються дефляційні котловини, посилюється розчленованість еолового рельєфу. Суттєві корективи у такий розподіл вітру вносить рослинність. Взагалі, вона сильніше впливає на еоловий морфогенез, ніж позчленованість рельєфу, і він може себе активно проявити тільки у випадку повної або часткової відсутності рослинності.

3. Сучасні глобальні зміни клімату та вплив на еоловий морфогенез в береговій зоні

Відносні довготривалі коливання рівня моря (протягом десятків і сотень років, на відміну від коротких гідрометеорологічних ундуляцій) та їх вплив на динаміку морських берегів є однією з найбільш актуальних тем сучасного берегознавства. Ця подія є глобальною, а тому їй приділяли пильну увагу багато дослідників у різних країнах (Айбулатов, 1990; Бадюкова, Соловьева, 1998; Долотов, 1971, 1989, 1996; Есин и др., 1980; Зенкович, 1957; Каплин и др., 1992; Клиге, 1985, 2000; Сафьянов, 1978; Селиванов,1996; Bird, 1981, 1985, 1994; Leatherman, 1971, 1982; Psuty, 1989; Short, 1988; та ін.). У своїх роботах вони сверджують, що в цілому зростання рівня Світового океану наприкінці ХХІ ст. призведе до зростання швидкостей абразії кліфів, розмиву акумулятивних форм і пасивного затоплення приморських територій. Однак, ніхто із перелічених тут авторів не враховував сучасних процесів еволюції берегової зони, не приймав до розрахунків закономірності вертикальних та горизонтальних деформацій рельєфу берегової зони, не брав до уваги регулюючу здатність еолового морфогенезу у складі різних форм прибережно-морської ґенези. Згадані автори, вірогідно -- проти волі, в більшості приймають стан берегового рельєфу статичним, а зростання рівня - миттєвим, стрибкоподібним, а не розтягнутим у часі. Аналіз сучасних особливостей розвитку акумулятивних форм прибрежно-морської ґенези, визначення швидкостей еолової акумуляції дозволяють стверджувати із високою вірогідністю, що ні один із факторів, які визначають стійкість піщаних акумулятивних форм, а разом з ними - і еолових утворень, суттєвим чином не зміниться під впливом відносних коливань рівню, що прогнозується. Вкрай мало вірогідно очікувати майбутніх катастрофічних розмивів берегів. Можливо, прояв успадкованості берегових (у т.ч. еолових) процесів на майбутнє від сучасних фаз розвитку, хоча не виключаються помітні флуктуації, пов'язані з ритмічними змінами вітрохвильового режиму і, як правило, -- нерозумної господарської діяльності.

Сучасні глобальні зміни клімату будуть супроводжуватися аномальними відхиленнями термічного режиму. Аналіз гідрометеорологічного режиму Чорного моря, на протязі від дельти Дунаю до гирла Чорохи і на протязі періоду 1881-1967 рр. (87 років) показав, що упродовж цього відтинку часу у всі сезони були суттєві відхилення від пересічних за багаторічний період, особливо -- в аномально холодні і аномально теплі сезони. Вони відрізняються один від іншого не тільки термічним режимом, але й зволоженням, силою і напрямом дії вітрів, що може корінним чином вплинути на еолові процеси і еоловий морфогенез в цілому. Зимовий період визначає спрямованість багатьох рельєфоутворюючих процесів, у тому числі і еолових, у береговій зоні моря. Він характеризується суворим вітровим режимом, який під час аномально холодних років (через 1-6 років) ще більше посилюється. Відповідно, ще більшим стають еолові посуви наносів, яким сприяє невелика кількість атмосферних опадів та пригнічена рідка рослинність. Під час аномально теплих років (через 2-4 роки) еолові посуви стають значно меншими, бо швидкості вітрів та тривалість їх дії менше, вологість наносів більше, щільність та проективне вкриття рослинності більше.

Отже, на фоні сучасних змін клімату поступово стають несприятливими умови для розвитку еолового морфогенезу. Особливо сильно цьому сприяють загострення дефіциту наносів у береговій зоні, зростання рівня ґрунтових вод на поверхні акумулятивних форм берегового рельєфу, підвищення зволоження, посилення штормової активності і відповідно дії водяного пилу на поверхню форм, зростання площі і щільності рослинності, а також некерована дія антропогенного фактору. Всі ці явища можуть змінюватися трендово чи ритмічно протягом аномально холодних і аномально теплих років.

4. Сучасні тенденції еолового морфогенезу на морському березі

Процес формування еолового рельєфу в береговій зоні є багатофакторним. На різних стадіях виникнення і розвитку цього рельєфу провідна роль належить то одним, то іншим факторам. За визначальні нами приймаються копіння наносів в береговій зоні і результативний вектор вітрової енергії. З копінням тісно пов'язані такі фактори, як загальна динаміка берега, ширина пляжу і дистанція розбігу вітрового потоку. Враховуючи всі основні фактори еолового морфогенезу, нами розроблено декілька сценаріїв (моделей) виникнення і подальшого розвитку берегових дюн.

В залежності від копіння, виділяються дві групи сценаріїв: І-ІІІ - наносів багато у береговій зоні; IV-VI - наносів мало у береговій зоні. В залежності від напрямку результативного вектору вітрової енергії у кожній з груп виділяється по три сценарія (вітер домінує з боку суходолу, з боку моря і вздовж берега). У кожному сценарії важливе значення має і динаміка берегової лінії піщаної акумулятивної форми (нарощується, відступає і динамічно стала). Тому у кожному із 6 сценаріїв виділяється ще по 3 різновиди даного сценарію. Копіння наносів і результативний вектор вітрової енергії визначають загальну спрямованість розвитку. А такі чинники, як висота і щільність рослинності, великість і вологість наносів, розчленування рельєфу можуть посилювати або послаблювати загальний процес формування еолового рельєфу.

Найбільш сприятливі умови для виникнення і наростання дюн утворюються у сценаріях І і ІІІ, найбільш несприятливі -- у сценарії V. Розроблені сценарії І-VІ розглядають першочергові, принципово важливі умови зародження і розвитку берегових еолових форм і їх взаємодію з хвильо-динамічним прибережно-морським рельєфом. До них відносяться перш за все конкретні величини вертикальних і горизонтальних деформацій акумулятивних форм, довжина розбігу вітрового потоку, кількість наносів на підводному схилі і на поверхні самої форми, параметри вітрового режиму. Шляхи та інтенсивність їх подальшого змінення у часі контролюються почленованістю берегового рельєфу, щільністю та висотою рослинності, складом і вологістю наносів. Різне їх співвідношення дає всю ту різноманітність форм еолового рельєфу, які спостерігаються на берегах Світового океану.

Співвідношення між шириною Вeol еолової зони та об'ємом наносів Feol, які містяться у ній, є важливим індикатором стану та структури еолових форм, показником закономірностей розвитку берегових дюн. Дані параметри допоможуть розробляти заходи по штучному створенню і відродженню піщаних еолових пасом як засобу берегозахисту. Ці співвідношення на вузьких акумулятивних формах більш щільно пов'язані, ніж на широких. Залежність є прямолінійною, з дуже високим коефіцієнтом кореляції, що вказує на єдність морфодинамічних і літодинамічних процесів у береговій зоні, на вірогідність такого зв'язку і на постійну його підтримку оточуючими, локальними природними умовами. З одного боку виступають гідрогенні чинники (хвилі, хвильові течії, згоново-нагонові процеси), з іншого боку - атмосферні чинники (вітровий режим, температура, вологість). Прибережно-морські рельєфоутворюючі умови призводять до динамічно стабільного стану всього пересипу, а отже - до відносно постійного об'єму наносів у складі надводної частини, окрім ділянок скидання вздовжберегових потоків.

Для числової оцінки і встановлення сучасних тенденцій розвитку берегових дюн нами вперше розроблено поняття про коефіцієнт еолового зносу Keol. На узбережжях морів розміри, площа розповсюдження, конфігурація, розчленованість еолових форм рельєфу визначається співвідношенням натиску еолових посунень віл берегового Пб і морського Пм секторів. Це означає, що Keol = Пб /Пм є універсальним показником вітрового розподілу еолових наносів як впоперек, так і вздовж спрямовування акумулятивних форм. Якщо сумарна кількість піску, що рухається, Пб і Пм буде рівним, незалежно від абсолютних значень, то Keol = 1. Якщо поверхня піщаної акумулятивної форми буде відчувати сильніший вплив із боку суходолу, то Keol > 1 (при Пб > Пм). При цьому зростає роль еолового скиду на підводний схил за рахунок безперервної дефляції дюнних форм і пляжів. Чим більша змінна Пб , тим більший коефіцієнт Keol. В ситуації, коли Пб < Пм, то Keol < 1. В цьому випадку посилюється роль вітрів морських румбів. А коли змінні Пб і Пм є максимальні, то утворюються сприятливі умови для зародження і росту берегових еолових форм.

Реальний натиск, як алгебраїчна сума протилежних вітрових міграцій вітропіщаного потоку, складає від 2 до 15 (пересічно 4-6) м3/(мрік) піщаних і алевритових наносів. Цих наносів достатньо для започаткування та виникнення еолового рельєфу протягом декількох тижнів, за умов зберігання інших сприятливих ситуацій, а швидкість росту досягала б 0,2-0,3 м/місяць. Однак, насправді, швидкості еолової акумуляції значно менші (0,04-0,06). Наведені швидкості проявляються в момент найбільшого збудження, коли процес формування еолових форм тільки починається. Протягом досягання стану рівноваги по експоненціальній, параболічній чи гіперболічній закономірності, швидкості росту розмірів берегових дюн уповільнюються, а з часом відчувають тільки зворотньо-поступові деформації в становищі динамічної рівноваги. На розподіл швидкостей еолової акумуляції у часі суттєво позначаються динамічні обставини еолодинаміки і живлення вітрового потоку наносами. Чим більше наносів у береговій зоні, тим більші швидкості і вищі берегові дюни, тим більш тривале формування дюн.

Виділено 5 умов, в яких можуть зароджуватися і виростати авандюни та інші еолові форми: 1) після штормових розмивів дюн; 2) в процесі наростання дюни біля штучних перешкод; 3) під впливом акумулятивного висунення берегової лінії у море; 4) після відносного відступу рівня моря і осушування піщаної поверхні підводного схилу; 5) після зникнення рослинності. Важливо звернути увагу на те, що швидкості росту берегових дюн значно перевищують швидкості сучасного відносного зростання рівня. Кратне може сягнути одного-чотирьох порядків величини, що характеризує здатність еолового процесу накопичувати наноси і нейтралізувати вплив сучасних довготривалих коливань рівня.

Ландшафтна структура на поверхні акумулятивних форм прибережно-морського генезису є відображенням її походження і розвитку. Відповідно впливу трьох груп екзогенних факторів (морських гідрогенних, лиманних гідогенних і субаеральних і субаквальних) виділяються окремі уздовжні “зони” (територіальні елементи ландшафту), які накладають певний відбиток на їх морфологію і динаміку. Важливою відміною прибрежно-морських систем від континентальних (особливо -- пустельних) є вплив моря. У мінімальний мірі його участь відбувається у межах широких (більше 0,3 км) і високих (> 3,5 м) акумулятивних форм. Це забезпечується насиченістю і великим натиском вздовжберегових потоків наносів, коли практично є відсутнім дефіцит наносів цих потоків, а форми таких розмірів віднесені нами до групи “широких”. Якщо до того ж ще домінують сильні (> 10 м/с) вітри від морського боку горизонту, то піщані акумулятивні форми досягають максимально можливих розмірів, а на їх поверхні змінюється механізм територіальної диференціації ландшафту за рахунок перебудови рельєфу. Все це змінює механізми наносообміну, місцеположення осередків акумуляції та дефляції, змінюється кількість піску, що переміщується як по площині, так і у часі.

Якщо ж кількість піщаних наносів в береговій зоні зменшуються і виявляється мінімальною, то натиск вздовжберегових потоків наносів суттєво знижується, провідні позиції посідає гострий дефіцит наносів, а панівними є берегові вітри, то висота (до 3,5 м) і ширина (до 300-700 м) цих форм стає мінімальною. Такі форми відносяться до “вузьких”. Зменшення параметрів піщаних акумулятивних форм одночасно супроводжується суттєвим ростом впливу морських гідрогенних факторів, утрачається автономність розвитку морської і лиманної (затильної) зон, відновлюється тісна взаємодія морського і лиманного гідрогенних факторів. Ці відмінні риси є ключовими у формуванні ландшафтної структури на поверхні вузьких видовжених форм різних класів. Отже, у природі утворились і існують акумулятивні форми різної морфології і динаміки. Ця морфологія і динаміка відображають можливість існування різних станів ландшафтної структури і різної направленості ландшафтної диференціації від найбільш простої (абсолютна перевага морських гідрогенних факторів) до найбільш складної (з мінімальним внеском морських і лиманних гідрогенних і максимальним впливом аеральних факторів).

Поверхня акумулятивних форм відрізняється високим ступенем рухомості. Вертикальні і горизонтальні деформації хвильової і еолової природи вимірюються окремими і десятками м/рік. Така рухомість відсутня на левовій більшості континентальних ландшафтів. Ця особливість вкрай несприятлива для ґрунтоутворення. Ґрунтовий покрив не встигає зародитися на вузьких формах, які повністю по всій ширині охоплюються впливом морських штормових хвиль. Із підвищенням ширини і висоти акумулятивних форм вплив гідрогенних факторів зменшується, зростає дія континентальних факторів і процесів, і згодом складаються сприятливі умови для ґрунтоутворення, але тільки в середній частині широких форм.

Ще однією особливістю ландшафту акумулятивних форм є те, що як би хвилі, навіть під час сильних ураганів, не руйнували форми еолової акумуляції, ці форми відновлюються після кожного такого руйнування протягом певного (до 0,5-2,0 років) періоду після штормів. Відновлення відбувається на одному і тому ж місці на поверхні барів, кіс, пересипів, терас, островів. Це означає, що один з найважливіших елементів ландшафтної структури періодично зникає і з'являється знову дуже часто, і у такому режимі протягом багатьох століть. Коли ж рух еолових форм в бік суходолу виводить їх з-під впливу хвильових та інших гідрогенних факторів, то вони перетворюються в сірі чи коричневі дюни, консервуються в такому стані і утворюють шари давніх еолових відкладів.

Ландшафтні системи на поверхні акумулятивних форм утворюються під впливом вертикальної структури сучасного вітропіщаного потоку. Від неї залежить склад і шаруватість наносів, характер прибережно-морських відкладів, сталість акумулятивних форм, особливості прибережно-морського морфогенезу. У літературі вертикальна структура описана зовсім недостатньо. Є декілька робіт по Чорному (Шуйский, 1976, 1986), Північному (Arens, 1994) та інших морях (Айбулатов, 1990; Зенкович, 1962; Bird, 1985; Horikawa, 1988; Hotta, and oth., 1991, Psuty, 1988, 1989). Стаціонарні дослідження нами проводились у північній частині Чорного і Азовського морів на акумулятивних формах, складених наносами різного гранулометричного складу. Найбільшої великості (Md = 0,1-0,3 мм) та поганої відсортованості (S0 = 2,5-4,2) наноси переміщуються на горизонті 0-0,4 м. Максимальний вміст керуючої фракції (C0= 0,5-0,25 мм) на горизонті 0,6-0,9 м - до 81-99%. Вище переміщуються фракції < 0,25 мм. Крупні фракції (> 1,0 мм) переміщуються вітрами зі швидкістю >15 м/с. Масове перенесення у вигляді суцільного шару піщаних наносів відбувається під дією вітру > 20 м/с. Підвищення швидкості вітру призводить до росту товщини шару наносів, що переміщуються над поверхнею берегових акумулятивних форм - максимум до 4-7 м. На горизонті 0-15 см транспортується 70-80% усіх наносів, 18-25% - на горизонті 15-30 см, а вище - всього лише від 5 до 12%. Висота вітропіщаного потоку суттєво розрізняється над позитивними і негативними формами рельєфу. Вказані закономірності зберігаються під час дії вітрів від різних боків горизонту.

Для характеристики вертикальної структури вітропіщаних посувів та потоків розроблено коефіцієнт відповідності Ксоот = 0,1-0,25/0,25-0,5 мм. Він змінюється від 0,19 до 0,88, пересічне дорівнює 0,57 и показує, що в еоловій зоні вміст фракції 0,25-0,5 вище, ніж 0,1-0,25 мм, хоча фракція 0,1-0,25 мм є більш рухомою і переміщуваною.

Розділ 5. Географічна зональність еолового морфогенезу у береговій зоні. Прояв цього закону у береговій зоні Світового океану розглядалися багатьма авторами (О.Е. Коцебу, Ф.П. Литке, Л.С.Бергом, Б.Ф. Добриніним, Х. Валентином, К.К. Марковим, П.А. Капліним, О.К. Леонт'євым, С.А. Лук'яновою, Дж.Т. Мак-Гіллом, В.И. Лимарєвим, Л.Г. Нікіфоровим, Ю.Д. Шуйським та ін.). Проте, у них мало місця приділено еоловим процесам і формам рельєфу.

В цій дисертації виділяються два основних аспекти широтної географічної зональності еолового морфогенезу. Перший аспект пов'язаний з фізико-хімічним перетворенням різних гірських порід у різних кліматичних зонах для утворення пляжових наносів. Другий аспект відображає закономірності сучасного розвитку еолового процесу. У питанні географічної зональності еолових форм і процесів багато залежить від формування піщаних акумулятивних форм. Гідрогенні накопичення піску у вигляді форм різних класів відзначаються тими зональними показниками, які беруть участь в утворенні джерел піщаних наносів. Місцеположення піщаних форм локалізує берегові дюни різних типів і розмірів. Згодом проявляється складне переплетіння безпосереднього та опосередкованого впливу на середовище еолодинаміки факторів і процесів кліматично-зональних, перехідних і азональних. Якщо піщана поверхня берегових акумулятивних форм утворилася, то наступний вплив факторів та механізмів еолодинаміки характеризується зональністю у більшій мірі, ніж процеси і механізми утворення цих форм. Еолові форми є азональними утвореннями, такими, що розповсюджені у всіх природних зонах. Але процеси і фактори, які беруть участь у їх формуванні, можуть бути зональними, азональними і перехідними.

Закономірності розвитку еолових процесів і форм рельєфу на берегах морів багато у чому обумовлені відмінами природних характеристик берегової зони морів від піщаних пустель. Нами виділено 6 головних відмінностей. 1 - географічне положення і ландшафтна структура поверхні берегових акумулятивних форм відрізняється вздовж береговою видовженністю простирання, безпосередньою близькістю до моря, наявністю безперервного природного "конвеєра“, яким наноси поповнюються із вздовж берегових потоків та поперечних міграцій. 2 - копіння наносів, напрямок і амплітуда їх міграції у береговій зоні обмежені параметрами джерел живлення (пляж) та характеристиками вздовж берегових потоків наносів, у береговій зоні сконцентровані різнозернисті наноси більшої великості; 3 - будова підстельної поверхні, враховуючи і склад наносів, обумовлює різні механізми зрушування і руху наносів, різну довжину розбігу вітрового потоку, різну реакцію поверхні на дію вітрів різних напрямів. 4 - контури ареалів розповсюдження рослинності, її вегетативні періоди розвитку, видовий склад, біомаса, проективне вкриття; 5 - постійний різноспрямований рух фільтраціонних і ґрунтових вод всередині піщаного тіла акумулятивної форми обумовлює вкрай тонкий поверхневий шар сухого піску, що регулює кількість перенесенного піску; 6 - живлення наносами авандюн відбувається з пляжу під час дії штормових вітрів з боку морського сектору горизонта. Такі відмінності обумовлюють зовсім інший хід еолового морфогенезу в береговій зоні морів.

Автором встановлено: у береговій зоні еолові форми і процеси мають деякі особливості, відмінні від пустельних: А - вони є резервом наносів, яким нейтралізуються штормові розмиви; Б - після штормового розмиву берегові форми еолового рельєфу швидко відновлюються; В - найбільший натисок посувів наносів розвивається при дії вздовжберегових або під гострим кутом вітрів; Г - натисок вітропіщаного потоку може змінюватися у 5-6 разів на ділянках з різною структурою; Д - під час окремих вітрових посувів видмування тонкого шару сухого піску (від 3 до 45 см) до стану вітросталої поверхні відбувається протягом від 2 до 17% тривалості штормового вітру; Е - натисок перенесення наносів контролюється механізмами взаємодії вітрового потоку з елементами структури ландшафту, які розрізняються на морському березі і у пустелі; Є - сприятливе зародження і подальший розвиток еолових форм визначається великими запасами наносів у береговій зоні, регулярним їх поповненням, ефективною ландшафтною структурою, потоком вітрової енергії від моря вздовж берегу і у бік суходолу.

6. Досвід класифікації піщаних акумулятивних форм берегового рельєфу

Провідною динамічною особливістю акумулятивних форм, класів перетину, вільних і острівних виступає здатність деформуватися, піддаватися змінам фронтальних і затильних берегових ліній. Вони можуть бути горизонтальними або вертикальними позитивними чи негативними з різними швидкостями на різних ділянках одночасно. Вузькі і широкі акумулятивні форми, в залежності від величини та інтенсивності впливу різних груп факторів, можуть відчувати різну динаміку фронтальних і затильних берегових ліній: нарощуватися, відступати чи бути динамічно і статично стабільними. Ця властивість приймається у якості головної класифікаційної ознаки, яка сприяє регулюванню висоти акумулятивних форм, контурів поперечного пересіку, параметрів пляжу і берегових дюн, деяких процесів взаємодії із суміжними кліфами.

Класифікація, що розроблена, представлена у графічному вигляді. Всього виділено 6 груп і 18 провідних динамічних типів з класів вільних, притулевих, перетинаючих та відмежованих. Відповідно аналізу всього різноманіття прибережно-морських форм, групи відрізняються за динамікою берегової лінії фронтальної з боку моря і затильної з боку лиману. Представлені групи, у межах яких фронтальна та затильна берегові лінії відповідно: а) нарощуються; б) відступають; в) динамічно стабільні. Типи відрізняються за співвідношенням швидкостей відступу або нарощування: а - швидкості нарощування і відступу можуть бути однаковими; б - швидкості відступу з боку моря більші, ніж з лиманного боку; в - швидкості висунення із боку моря більші, ніж з боку лиману.

Розроблену класифікацію слід розглядати як початкову динамічної класифікації усіх акумулятивних форм прибережно-морського походження. У процесі класифікаційних угрупувань нами враховувалися усі класифікаційні ознаки, що зараз існують в геоморфології та берегознавстві. Представлені типи характеризуються повною мобільністю одного або декількох елементів. Усі 18 типів розрізняються швидкостями і напрямкам зміщення фронтальної і затильної берегової ліній форми в цілому. Оскільки нас цікавить берегові форми, які несуть на собі еоловий рельєф, то враховується середовище утворення. перш за все надводне. Хоча, надводна частина будь-якої акумулятивної форми нерозривно пов'язана з підводною, отже -- і вона враховується. Також ця класифікація враховує таку ознаку, як сучасна активність, котра враховує перехлюпування хвиль та перекидання наносів через акумулятивні форми, інтенсивність наростання і відступу берегових ліній, еолові накопичення чи дефляцію. Безпосередньо відбувається вплив такої ознаки, як довжина розбігу вітропіщаного потоку. Чітко проявляється взаємодія гідрогенних та еолових не хвильових процесів. Розробка класифікації вимагала урахування принципу єдності лінійних і об'ємних параметрів акумулятивних форм берегового рельєфу, який був розробленим автором.

Суттєво розширено врахування властивостей сучасної активності еолового морфогенезу за рахунок отримання нових даних про швидкості росту розмірів берегових дюн, про процеси живлення берегових дюн наносами, про процеси загального розподілу наносів на поверхні форм. Всі динамічні ознаки проявляються по-різному у різних типах, але все ж є наскрізними і відображені у всіх типах. В даній класифікації, як одного з теоретичних методів дослідження, проявилися усі нові наші розробки процесів еолодинаміки на берегах Світового океану.

7. Основні положення теорії еолового морфогенезу на морському березі

В дисертації теорія еолового морфогенезу - це комплекс наукових поглядів, уявлень, ідей, спрямованих на тлумачення і пояснення еолового морфогенезу на морському березі, які дають цілісну уяву про закономірності і існуючі зв'язки між механізмами еолового морфогенезу, а також - і з іншими рельєфоутворюючими процесами у береговій зоні Світового океану. За своєю будовою, ця теорія представляє цілісну систему знань, яка характеризує залежність та взаємозв'язок еолових процесів з морськими гідрогенними (хвилі різних типів, хвильові течії, вздовжберегові потоки енергії і наносів тощо). Вихідну емпіричну основу даної теорії складають результати натурних експериментів, виконаних у ході маршрутно-експедиційних і стаціонарних досліджень. Вони проводилися у районах розповсюдження класичних еолових форм рельєфу на морському узбережжі (Біскайська затока, протока Ла-Манш, Північне, Балтійське, Чорне, Азовське моря).

Натурні експерименти і відповідні дослідження виконувалися в умовах: а) великих і малих копінь наносів у береговій зоні; б) вздовж берегового потоку і режиму поперечних міграцій наносів; в) активної хвильової акумуляції і висунення берегової лінії у бік моря; г) динамічно сталої берегової лінії, що локалізована до певного місцезнаходження; д) активного розмиву і відступу берегової лінії; є) залягання дрібнозернистих та великозернистих наносів; е) низьких та високих еолових форм рельєфу; ж) розчленованої та вирівняної поверхні акумулятивної форми; з) широкої та вузької смуги еолової зони; і) низького і високого суміжного корінного берегу; к) домінування морських, берегових і вздовж берегових вітрів; л) різного стану рослинності; м) різної вологості наносів; н) різної довжини розбігу вітрового потоку і різного насичення вітропіщаного потоку. Виконані дослідження охопили майже все різноманіття умов формування еолового рельєфу на морському березі.

Вихідну теоретичну основу теорії еолового морфогенезу на морському березі складають: а) загальні закони теорії (аналіз та синтез, часткове і ціле, системний аналіз, моделювання, принципи просторово-часової єдності, комплексності, індукції та дедукції); б) часткові закони географії і галузевих наук (геоморфології, літології, кліматології, метеорології, картографії, біогеографії, океанології та ін.); в) загальні закони взаємодії та взаємовпливу інших фундаментальних наук (математики, фізики, хімії, біології) з географією.