Известия РАН. Серия географическая, 2022, T. 86, № 6, стр. 1046-1062

ВВЕДЕНИЕ

Эоловые процессы – одна из важнейших составляющих морфолитогенеза берегов Мирового океана (Выхованец, 2003). Облик и динамика прибрежного эолового рельефа зависят от сложного сочетания факторов, важнейшие из которых – баланс наносов в береговой зоне (БЗ), направление господствующих ветров относительно береговой линии (БЛ) и динамика последней. Состав и влажность наносов, расчлененность поверхности, высота и плотность растительности, ряд других локальных факторов усиливают или ослабляют активность эоловых процессов (Выхованец, 2003; Hesp, 2002).

Особенности эолового рельефа берегов Арктики и Субарктики, связанные с длительной зимней блокировкой берега – относительно небольшие размеры и ограниченный набор преимущественно “первичных” аккумулятивных форм − закустовых бугров или эоловых подушек (embryo dunes) и авандюн (foredunes); они возникают в тыловой части пляжа в результате ветровой аккумуляции песчаных наносов (Бадюкова, Соловьева, 2015; Выхованец, 2003; Hesp, 2002; Ruz and Hesp, 2014). “Вторичные” дюны, образующиеся за счет перевеивания “первичных” эоловых форм, в высоких широтах чаще всего представлены дюнами выдувания (blowouts) и параболическими дюнами (parabolic dunes) (Ruz and Hesp, 2014). При положительном балансе песчаных наносов на выдвигающихся берегах формируются прибрежные равнины, состоящие из дюнных валов – трансформированных реликтовых авандюн, или из береговых валов, созданных волновыми процессами и “надстроенных” эоловыми песками (Hesp et al., 2005). Такие ландшафты типичны, например, для юго-восточного побережья Белого моря, где выдвижение БЛ связано с медленным послеледниковым поднятием (Репкина и др., 2019а, 2019б). При существенном избытке в БЗ песчаных наносов от берега вглубь суши могут надвигаться дюнные поля (transgressive dunefield) (Hesp, 2002; Hesp et al., 2005); в арктическом регионе их существование возможно в устьевых областях рек с обильным твердым стоком (Каплин и др., 1991). На абразионных берегах, выработанных в рыхлых отложениях, а также на примыкающих к ним морских террасах и прибрежных аккумулятивных равнинах арктических побережий большую площадь имеют дефляционные формы эолового рельефа. Необходимые условия интенсивной дефляции – наличие песков, а также нарушения растительного и дернового покровов естественной (например, криогенной) или антропогенной природы (Воскресенский, 2001; Романенко, 1998; Сафьянов, Шевченко, 2007). В результате, на расстоянии от нескольких сотен метров до 2–3 км от БЛ возникают ландшафты, созданные или существенно измененные эоловыми процессами. Их направленность и интенсивность, и, тем самым, реакция на антропогенное воздействие, зависят от литодинамических условий в БЗ. В свою очередь, авандюны защищают берег от размыва при штормах и нагонах (Выхованец, 2003). Сохранность авандюн – необходимое условие и критерий стабильности берега (Бадюкова, Соловьева, 2015).

Антропогенная нагрузка на рельеф и рельефообразующие процессы побережья Арктики существенно возросла в последние столетия (Бредихин и др., 2020; Репкина и др., 2020; Романенко, 2007). Строительство инженерных сооружений, изъятие из БЗ наносов, механические нарушения пляжей, авандюн и дюн активизируют на участках антропогенного прессинга комплекс денудационных, в том числе эоловых, процессов, провоцируют отступание берега и затопление прибрежных территорий (Репкина и др., 2020; Ogorodov, 2005). На побережье арктических морей, в частности Белого моря, появились участки, где эоловые процессы, спровоцированные деятельностью человека, создают антропогенно-эоловые формы и отложения, изменяя тем самым облик и динамику рельефа побережья. Решение проблемы антропогенной активизации и трансформации эоловых процессов, уже чрезвычайно острой, например, на о. Варандей (Баренцево море) (Ogorodov, 2005) и в устье р. Варзуги (Белое море) (Казаков, Вишняков, 2014; Медведев, 1964), важно для планирования хозяйственной деятельности на побережье морей Российской Арктики.

Цель исследования – выявить закономерности реакции прибрежных эоловых процессов на антропогенное воздействие в зависимости от динамики берега и баланса наносов в береговой зоне. Объект исследования – современная береговая зона и примыкающее к ней побережье Белого моря, затронутые эоловыми процессами.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Ареалы антропогенной активизации эоловых процессов (рис. 1) выявлены путем визуального дешифрирования космических снимков (КС), доступных на открытых интернет-ресурсах (Google Earth, Google Earth Timelapse, ЯндексКарты и др.). Использованы также результаты полевых исследований авторов, фондовые и литературные материалы.

Рис. 1.

Районы антропогенной активизации эоловых процессов: 1 – выявленные по результатам дешифрирования космических снимков, рекогносцировочных полевых наблюдений и литературным данным; 2 – изученные комплексом полевых методов (географическая основа: https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=12404892).

Детальные полевые исследования проведены на трех ключевых участках (см. рис. 1), в окрестностях поселений, где воздействие человека на прибрежный рельеф и ландшафты вызвало наибольшие нарушения растительного покрова и прибрежного рельефа. Участки отличаются строением и динамикой БЗ, запасом наносов и ориентировкой береговой линии относительно преобладающих ветров. На Терском берегу изучены окрестности села Кузомень (рис. 2), на Зимнем – участок от маяка Инцы до села Ручьи (рис. 3–5), а на Летнем берегу – окрестности деревни Яреньги (рис. 6, 7).

Рис. 2.

Рельеф и современные рельефообразующие процессы приустьевой области р. Варзуга (с. Кузомень). Роза–диаграмма – преобладающие направления и скорость ветра по данным ГМС Кашкаранцы (м/c) (географическая основа: изображение Google Earth). Типы и формы рельефа. 1) Рельеф естественного происхождения, частично измененный воздействием человека (показан цифрами): Гляциальный аккумулятивный, преобразованный морскими, эоловыми, склоновыми и биогенными процессами: 1 – пологохолмистые и пологогрядовые ледниковые и флювиогляциальные равнины, отдельные холмы и гряды (суглинки и пески с включениями крупнообломочного материала). Прибрежно-морской: абразионно-аккумулятивный: 2 – плоские, пологоволнистые и пологонаклонные морские террасы и косы (пески с включением гальки, гравия и валунов); 3 – котловины палеолагун и палеозаливов (суглинки, глины, пески, торф); 4 – пляжи и приливные осушки (преимущественно пески); 5 – бенчи (пески с обломками, алевриты). Аллювиальный и аллювиально-морской: аккумулятивный: 6 – плоские и гривистые террасы и поймы (пески, суглинки, торф), 7 – отмели и конусы выноса рек (преимущественно пески); эрозионно-аккумулятивный и аккумулятивно-эрозионный: 8 – плоские и пологоволнистые террасы (пески и супеси с включениями обломков, линзами и прослоями торфа). Эоловый: аккумулятивный (пески с включениями опада травянистых растений, стволов деревьев и/или техногенного мусора): 9 – авандюны, 10 – дюнные гряды, 11 – отдельные дюны, 12 – дюнные поля; дефляционный: поверхности эолового выравнивания: 13 – плоские, подтопленные грунтовыми водами (пески, торф), 14 – плоские и пологоволнистые, перекрытые отмосткой (пески, галька, гравий); 15 – мелкохолмистые и мелкобугристые, частично закрепленные усыхающими сосняками и/или травянистой растительностью (пески с включениями растительных остатков, обломочного материала и/или техногенного мусора). Биогенный аккумулятивный: 16 – плоские и пологовыпуклые поверхности болот (торф с включениями песка). 2) Рельеф антропогенного происхождения: поверхности: 17 – спланированные под селитебную и хозяйственную застройку, 18 – выровненные и утрамбованные при создании и эксплуатации аэродромов, 19 – выровненные при создании защитных лесопосадок; 20 – ветрозащитные заграждения, 21 – грунтовые дороги, 22 – свалки. 3) Преобладающие морфолитодинамические процессы в береговой зоне: 23 – размыв береговых уступов террас и ледниковых равнин, транзит наносов; 24 – размыв береговых аккумулятивных форм, транзит наносов; 25 – транзит или аккумуляция наносов, 26 – аккумуляция наносов. 4) Преобладающие направления перемещения песчаного материала: 27 – во вдольбереговых потоках наносов, 28 – с твердым стоком рек и ручьев, 29 – в ветропесчаных потоках: а – однонаправленное, б, в – переменное, 30 – крупные ареалы эоловой аккумуляции (показаны только на рис. 2), 31 – ареалы накопления антропогенно-эоловых отложений. 5) Фактический материал: 32 – положение георадарных профилей, в том числе 33 – представленных на рис. 5, 7; 34 – участки съемки БПЛА; 35 – пункты отбора образцов на радиоуглеродное датирование (цифра – радиоуглеродный возраст и лабораторный номер образца, см. табл. 1). 6) Прочие обозначения: 36 – геоморфологические границы, 37 – изогипсы.

Рис. 3.

Рельеф и современные рельефообразующие процессы на участке м. Инцы–с. Ручьи (Зимний берег). Условные обозначения см. на рис. 2. Роза–диаграмма – преобладающие направления и скорость ветра по данным ГМС Сосновец (м/c) (географическая основа: изображение Google Earth).

Рис. 4.

Котловины выдувания на эрозионно-аккумулятивной террасе к северо-западу от с. Ручьи, сформировавшиеся по колеям грунтовых дорог. I – ОФП, II – ЦММ, III – профили, построенные по ЦММ. На фрагменте ОФП пунктиром показан ареал наибольшей активизации эоловых процессов. На профилях: пунктир – исходная поверхность террасы; значки: “о” – котловины выдувания, “+” – дюны.

Рис. 5.

Строение прибрежных эоловых отложений Зимнего берега Белого моря на георадарных профилях (положение см. на рис. 3). I. Антропогенно-эоловые отложения, перекрывающие аллювиально-морскую аккумулятивно-эрозионную террасу (с. Ручьи). II. Дюна Погорелка на морской аккумулятивной террасе, сформировавшаяся за счет обтекания препятствия (заброшенный аэродром в районе м. Инцы). III. Дюнный массив на аккумулятивной морской террасе (район м. Инцы). Георадиолокационные комплексы (отложения): 1 – пески, супеси, суглинки с включениями обломков (ледниковые и ледниково-морские); 2 – пески и супеси с включениями обломков, линзами и прослоями торфа (эстуарные и лагунные); 3 – торф влажный и обводненный с прослоями песков (озерно-болотные отложения), 4 – пески с включениями обломков (прибрежно-морские); 5 – пески с остатками травянистой растительности и/или антропогенными включениями (эоловые и антропогенно-эоловые); 6 – снег и лед. Черными стрелками показаны включения техногенного мусора.

Рис. 6.

Рельеф и современные рельефообразующие процессы в районе д. Яреньги (Летний берег). Условные обозначения см. на рис. 2. На рис. 6а пунктиром показаны гребни береговых валов и положение подножия дюны. Роза–диаграмма – преобладающие направления и скорость ветра по данным ГМС Унский Маяк (м/c) (географическая основа: спутниковое изображение ЯндексКарты).

Рис. 7.

Строение прибрежных эоловых отложений Летнего берега Белого моря на георадарных профилях (положение см. на рис. 6). Параболическая дюна, сформировавшаяся из отложений аккумулятивной морской террасы, нарушенной транспортными колеями (окраина д. Яреньги). Обозначения георадиолокационных комплексов (отложений) см. на рис. 5.

Выполнены геоморфологическое дешифрирование КС, маршрутные геоморфологические наблюдения и профилирование БЗ и прибрежных террас, собрана информация об антропогенных объектах (см. рис. 2, 3, 6). Естественные и антропогенные эоловые отложения изучены методами литостратиграфического описания. Для координатной привязки точек наблюдений и профилей использовался GPS Garmin 62. Высоты определены с помощью ручного уровня CST Berger 17-632 Hand Sight Level. Морфолитодинамическая обстановка в БЗ оценена по морфологическим признакам, данным о составе наносов пляжей и приливных осушек и результатам анализа разновременных карт и КС.

На ключевых участках Летнего и Зимнего берегов проведены также аэрофотосъемка беспилотным летательным аппаратом (БПЛА) и георадиолокационные исследования. Аэрофотосъемка выполнена с помощью квадрокоптера DJI Phantom 4 Pro v2.0. Пролет над сценой съемки проводился на высоте 50–150 м по параллельным галсам; серии снимков сделаны из надирного положения камеры. Перекрытие между соседними снимками – не менее 70%. На основе полученных наборов изображений с помощью ПО Agisoft Metashape Pro v.1.5.1. для каждого из участков съемки построены полигональная 3D-модель, цифровая модель местности (ЦММ) и ортофотоплан. Для повышения качества привязки и уменьшения внутренних погрешностей ЦММ на этапе ее построения введены координаты наземных маркеров, полученные с помощью DGPS PrinCe i50 с плановой и высотной точностью 3–5 мм. В результате плановое смещение и искажение высот на ЦММ не превышают 20–30 мм (см. рис. 4).

Георадиолокационные исследования проведены для уточнения мощности и особенностей залегания эоловых отложений и подстилающих их пород. Работы выполнены в зимнее время при помощи георадара Zond-12e и антенн с частотой 300 и 500 МГц. Средняя глубинность съемки при использовании антенны 500 МГц составила 7–10 м, а антенны 300 МГц – 10–15 м при разрешающей способности не более 0.5 и 1 м соответственно. Обработка радарограмм проведена с помощью ПО Prism 2.5 и RadExplorer 1.42. Применялись алгоритмы амплитудной коррекции, фиксации времени первого вступления, редакции трасс, полосовой фильтрации, а также ввод данных о превышениях (“Топография”). Высотное положение маркеров введено по ЦММ, результатам съемки ручным уровнем и топографическим картам крупных масштабов. Интерпретация радарограмм выполнена на основе анализа волновой картины согласно стандартной методике (Старовойтов, 2008). При интерпретации учитывались данные о составе и мощности отложений, вскрытых в скважинах ручного бурения и в расчистках (Репкина и др., 2019а, 2019б; Шилова и др., 2019), а также визуальные оценки мощности снежного покрова, что позволило соотнести волновую картину радарограммы с геологическим разрезом. В результате построены так называемые глубинно-скоростные модели (см. рис. 5, 7), в которых учтена диэлектрическая проницаемость (ε) для разных сред, рассчитанная в ПО RadExplorer с помощью инструмента “Гипербола”. На моделях выделены георадарные (георадиолокационные) комплексы (Старовойтов, 2008), которые характеризуются однотипной волновой картиной, относительно однородными электрофизическими свойствами и объединяют отложения с похожими литологическим составом и условиями залегания.

Время активизации эоловых процессов на морских голоценовых террасах Терского и Летнего берегов установлено методом радиоуглеродного датирования фрагментов деревьев, погибших в результате перевеивания поверхностей террас. Образцы для датирования отобраны из комлей и пней сухих деревьев. В устье р. Варзуги также датирован торф, подстилающий антропогенно-эоловые отложения (табл. 1). Радиоуглеродное датирование проведено в лаборатории геохимии изотопов и геохронологии ГИН РАН и лаборатории полярных регионов и Мирового океана СПбГУ. Калибровка радиоуглеродных дат выполнена в программе CALIB v.8.2 (Stuiver, Reimer, 1993) с помощью калибровочной кривой “IntCal 20” (R-eimer et al., 2020).

Объем эолового переноса оценивался по данным о мощности эоловых отложений и площади ареалов аккумуляции и дефляции. На ключевых участках Зимнего и Летнего берегов приближенная количественная оценка дана на основе материалов георадиолокационной и БПЛА съемок. На остальных участках по данным геоморфологического дешифрирования космических снимков, ЦММ ArcticDEM, детальных топографических карт, рекогносцировочных полевых наблюдений авторов, фондовых и литературных данных получены ориентировочные представления об объемах эолового переноса.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Районы развития и антропогенной активизации эоловых процессов на побережье Белого моря. Развитию эоловых процессов на побережье Белого моря благоприятствуют сильные ветры. Их скорость над акваторией в 16% случаев в год превышает 10 м/с, а в 0.3% случаев – 20 м/с. В целом, скорость ветра уменьшается с северо-востока на юго-запад, от берегов Воронки и Горла к Двинскому и Онежскому заливам (см. розы-диаграммы на рис. 2, 3, 6). Над акваторией с ноября по март преобладают южные и юго-западные, а с мая по сентябрь – северные и северо-восточные ветры. У берегов их направление изменяется в зависимости от конфигурации БЛ и орографии побережья¹¹. Припайные льды и снег блокируют берег от воздействия ветра 6–7 мес. в году, с ноября–декабря по май. Однако, из-за приливных колебаний уровня и периодических срывов припая, обнажающих приливные осушки, а также значительной силы ветров, сдувающих снег с береговых уступов, эоловые процессы в зимнее время также весьма активны.

На каменистых берегах западного побережья Белого моря деятельность эоловых процессов ограничена недостатком в БЗ песчаных наносов, а на восточном, сложенном ледниковыми и морскими отложениями, они становятся важным фактором развития рельефа (Невесский и др., 1977; Сафьянов, Соловьева, 2005). Крупные ареалы эоловой аккумуляции приурочены к устьям рек и голоценовым аккумулятивным формам, созданным вдольбереговыми (берега Онежского полуострова, о. Мудьюг, аккумулятивные выступы на берегах пролива Горло) или поперечными (вершина Онежского залива) потоками наносов (Невесский и др., 1977; Сафьянов, Соловьева, 2005; Сафьянов, Шевченко, 2007).

Устья рек и берега лагун, удобные для добычи рыбы и морского зверя, со среднего голоцена осваивались представителями первобытных приморских культур (Мартынов, 2006). В XIV–XV вв. практически на тех же участках появились первые поморские села. Основным занятием их жителей были и остаются морской промысел и, в меньшей мере, животноводство, поэтому максимальная антропогенная нагрузка приходится на БЗ и прибрежные равнины в окрестностях поселений. Ареалы антропогенного прессинга, возникшие в последние столетия, также тяготеют к аккумулятивным берегам (Репкина и др., 2020).

Изъятие наносов из БЗ и дюнного пояса, создание причальных сооружений, прерывающих естественные потоки наносов, а также нарушение почвенного и растительного покровов при строительстве и эксплуатации жилых и хозяйственных объектов, проездах транспорта, вырубке леса, выпасе скота, особенно в случае привязывания животных к деревьям, как было принято в с. Кузомень (Казаков, Вишняков, 2014), и пожарах, активизировали эоловые процессы в окрестностях всех существующих и ныне заброшенных поселений.

Самые крупные ареалы активизации эоловых процессов выявлены в пределах и вблизи поселений на 15 участках юго-восточного побережья Белого моря (см. рис. 1). Практически все они, за исключением окрестностей д. Яреньги и с. Ручьи, приурочены к аккумулятивным берегам. Площадь ареалов изменяется от ~0.3 до ~8.7 км² (крупнейший из них расположен у с. Кузомени), протяженность вдоль БЛ – от ~2 до 9 км, а средняя ширина – от 0.1 до 1.1 км. Суммарная площадь ~27 км². Перевеивание, спровоцированное нарушением растительного покрова и рельефа в результате хозяйственной деятельности, повсеместно затронуло как современную БЗ, в первую очередь авандюны, так и голоценовые террасы. Как правило, господствуют процессы дефляции: поверхности эолового выравнивания, котловины и коридоры выдувания обычно занимают 50–90% площади участков. Аккумулятивные формы представлены, в основном, параболическими дюнами (относительная высота до 5 м) и дюнными грядами (относительная высота до 3 м). Современные эоловые отложения наращивают перестроенные дефляцией голоценовые дюнные и береговые валы или закрывают склоны моренных гряд и холмов. В устье р. Ручьи образовался тонкий покров антропогенно-эоловых отложений, а в устье р. Варзуги, где средняя мощность аккумулятивных образований превышает 1.5 м – дюнные поля. Всего, исходя из оценок объемов аккумулятивных эоловых форм, на 15 участках перевевания, усиленного в результате антропогенного воздействия, в сторону суши перенесено не менее 20 000 тыс. м³. Учитывая, что часть наносов выносится сезонными ветрами в море, объемы дефляции, скорее всего, значительно больше.

Особенности реакции на антропогенное воздействие эолового рельефа и процессов на аккумулятивных и абразионных берегах рассмотрены на примере ключевых участков.

Терский берег. Окрестности с. Кузомень (устье р. Варзуги). В устьевой области р. Варзуги расположены крупные ареалы эолового рельефа − Кузоменские подвижные пески (Казаков, Вишняков, 2014; Медведев, 1964). На правом берегу реки, в окрестностях с. Кузомень, основанного в 1667 г., эоловые процессы развиваются в условиях антропогенного прессинга, а на левом − по естественному сценарию. Перевеиванию подвержены морские террасы и голоценовая коса на абс. отметках до 25 м (см. 2 на рис. 2). Они формировались, начиная с ~8.2 тыс. кал. л. н. (Зарецкая, Репкина, 2015), за счет материала, поступающего с твердым стоком реки, а также с вдольбереговыми и поперечными потоками наносов (Сафьянов, Моисеева, 2012). Дисталь косы достигла современного положения и была перекрыта торфом не позже 0.9 тыс. кал. л. н. (990 ± 20 ¹⁴С л. н., ГИН‑15468) (см. табл. 1 и рис. 2). Перевеивание поверхности косы началось не ранее ~2.3–2.0 тыс. кал. л. н. (Зарецкая, Репкина, 2015).

В настоящее время на предустьевом взморье реки преобладают условия транзита и аккумуляции наносов. Река Варзуга поставляет в устье ~16 тыс. т преимущественно песчаного материала в год (Атласов и др., 2001). По оценкам Г.А. Сафьянова и Н.В. Шевченко (2007) объем вдольберегового перемещения наносов к востоку соответствует величине твердого стока реки. Некоторая доля наносов перераспределяется в вогнутости берега вблизи устья, где включается в своеобразный “песчаный круговорот”. При ветрах, дующих с моря, часть песков перемещается с осушки и пляжа на поверхность косы, и затем, пересекая ее, поступает обратно в реку и на предустьевое взморье (Сафьянов, Шевченко, 2007). Такой механизм объясняет стабильность положения БЛ в последние столетия и разнообразие аккумулятивных форм эолового рельефа, в том числе образование дюнных полей (незакрепленных дюнных массивов). Вмешательство человека сделало естественные литодинамические потоки более интенсивными.

На правом берегу реки, нарушенном многочисленными разъездами транспорта, авандюна (см. 9 на рис. 2), которая при обильном поступлении пляжевых песков могла бы иметь значительные размеры, распластана, разбита на отдельные фрагменты, а иногда отсутствует. Поэтому она не препятствует выносу песков из БЗ. Расположенная за аваднюной поверхность эолового выравнивания (см. 13 на рис. 2) снижена дефляцией, спровоцированной многочисленными разъездами, до уровня грунтовых вод. Ее приморская часть покрыта мохово-лишайниковой растительностью и увлажнена. Иногда на плоской, заболоченной или закрепленной злаками, кустарниками и мхами поверхности видны фрагменты перевеянных береговых валов. В колеях грунтовых дорог обнажаются пески. Песчаные наносы, поступающие с пляжа, перемещаются здесь в сторону суши, образуя у препятствий гряды небольших (1–1.5 м) дюн (см. 10 на рис. 2). На востоке и в центре косы гряды дюн в основном параллельны БЛ, а на западе развернуты вдоль грунтовой дороги, ограничивающей ареал интенсивного перевеивания. Здесь, по-видимому, накапливаются пески, вынесенные не с пляжа, а с поверхности террасы. Ориентировка гряд указывает на преобладание переноса наносов “зимними” – юго-западными и южными – ветрами.

Большую часть косы занимают поверхности эолового выравнивания, перекрытые отмосткой и практически лишенные растительности (см. 14 на рис. 2). Над ними возвышаются поля дюн относительной высотой 1.5–2.5 м (см. 12 на рис. 2), вобравшие в себя как наносы пляжа, так и отложения перевеянной террасы. В отличие от дюнных гряд, подвижные пески перемещаются к западу-северо-западу, под действием частых весной и летом, хотя и относительно слабых восточных и юго-восточных ветров. Пески приходят в движение при скорости ветра 4 м/с, а при скорости более 15 м/с начинаются песчаные бури (Казаков, Вишняков, 2014). Направление движения дюнных полей видно по “языкам” прорывов в ветрозащитных заграждениях (см. 20 на рис. 2), через которые пески “вдавливаются” в русло реки.

На западной окраине ареала интенсивного перевеивания морская терраса еще не полностью разрушена дефляцией. Поверхность эолового выравнивания состоит из останцов террасы, закрепленных усыхающим сосновым лесом, крупных дефляционных котловин, бронированных отмосткой, и отдельных дюн относительной высотой до 2.5–3 м (см. 15 на рис. 2). На границе с залесенной, не нарушенной ветром, поверхностью террасы формируется крупная активная дюна (см. 11 на рис. 2). Судя по ориентировке эоловых форм, пески перемещаются, в основном, с юго-запада на северо-восток. Так же, по направлению наиболее сильных ветров, дующих с моря, ориентированы котловины выдувания и дюны на левом берегу реки.

Даты, полученные по фрагментам усохших деревьев (см. табл. 1 и рис. 2), показывают, что эоловые процессы разрушали западную часть косы постепенно, на протяжении не менее 300 лет. Активизация перевеивания примерно совпадает по времени с основанием села в середине XVII в. Неодновременное усыхание деревьев позволяет говорить об отсутствии одного катастрофического события, например, пожара, вызвавшего резкое усиление дефляции. Скорее всего, как и на других участках, эоловые процессы были спровоцированы комплексом причин, к которым в окрестностях с. Кузомень относят вырубку деревьев, привязной выпас скота и пожары (Казаков, Вишняков, 2014). Следы пожаров – встречающиеся на некоторых участках маломощные (1–2 мм) прослои углей в песках – пока недоступны для датирования. Данные спорово-пыльцевого анализа косвенно свидетельствуют о достаточно активной с середины атлантического периода деятельности человека, в том числе о сведении еловых и сосновых лесов (Тимирева и др., 2021).

Взаимное положение естественных и антропогенных форм рельефа показывает, что в последние десятилетия один из важнейших факторов активизации дефляции – интенсивные разъезды транспорта, нарушающие растительный и дерновый покров и рельеф БЗ и побережья. Автомобили, особенно повышенной проходимости, и недавно появившиеся квадроциклы разрушают пионерный мохово-лишайниковый покров даже в труднодоступных местах Кузоменских песков.

В целом, сравнение эоловых форм на правом (нарушенном) и левом (практически не нарушенном) берегах р. Варзуги показывает, что в условиях антропогенного прессинга, даже при положительном балансе наносов, резко возрастает роль дефляции, а размеры и площадь аккумулятивных эоловых форм уменьшаются. Так, на левом берегу аккумулятивные формы занимают не менее 50%, а на правом – не более 20% площади участков эолового рельефа. Кроме того, из-за уменьшения шероховатости поверхности, вызванной антропогенными нарушениями растительного покрова и естественных форм рельефа, в последние десятилетия изменились направления ветропесчаных потоков. Массовое движение песков начинается при меньших, чем на ненарушенных участках, скоростях ветра (Казаков, Вишняков, 2014). Поэтому кроме перемещения на северо-восток под действием самых сильных ветров, дующих от моря, стало возможным их движение к западу-северо-западу под действием слабых ветров восточных румбов.

Как правило, эоловые отложения, сформировавшиеся на измененных человеком участках, практически не отличаются от естественных. В зоне селитебной застройки и на территориях свалок эоловые пески засыпают бытовые отходы, деревянный и металлический лом. Такие отложения могут рассматриваться как антропогенно-эоловые. На западной окраине с. Кузомень, где они вскрыты в береговом уступе реки, это горизонтально слоистые пески с оторофованными прослоями, включениями углей, обломков кирпича, древесной щепы и бытового мусора мощностью ~3 м. По дате из подошвы слоя (210 ± 30 ¹⁴С л. н.; ГИН-15467), средняя скорость накопления отложений составила ~1.6 см/год. Однако как мощность, так и состав таких отложений изменчивы.

Зимний берег. Устье р. Ручьи–м. Инцы. Благодаря чрезвычайно сильным ветрам устойчивых направлений, дующих в проливе Горло (см. рис. 3а, роза-диаграмма), и присутствия в БЗ его восточного побережья достаточного количества песчаного материала, естественные эоловые процессы здесь интенсивны.

На участке от устья р. Ручьи до м. Инцы (см. рис. 3а), как и в целом на Зимнем берегу, преобладают абразионные и абразионно-оползневые берега, выработанные в морене последнего оледенения, перекрытой преимущественно суглинистыми ледниково-морскими осадками и подстилаемой неоплейстоценовыми песками. С середины голоцена берег участка отступал со скоростью ~1.8 м/год (Невесский и др., 1977). В 1832–2016 гг. скорость его разрушения изменялась вдоль БЛ от менее 1 до 2.4 м/год (Lugovoy and Repkina, 2019). Благодаря большому объему песков, поступающих с береговых уступов, у абразионных берегов развиты аномально широкие (до 30 м) пляжи, а мощные потоки наносов направлены согласно преобладающим ветрам и волнам от границ участка к его центру. В зоне конвергенции потоков наносов в позднем голоцене (~4.7–2 тыс. кал. л. н.) образовался аккумулятивный выступ с вершиной у м. Инцы (Репкина и др., 2019а). В настоящее время большая часть его берегов подвержена размыву, а зона аккумуляции наносов сместилась к северо-восточной оконечности выступа. Однако, выдвижения БЛ, как и на аккумулятивном участке приустьевой косы р. Ручьи, здесь не происходит из-за мощного эолового выноса песков сильными и частыми северными и северо-восточными “летними” ветрами (см. рис. 3).

Строение эолового рельефа побережья определяется объемом песчаных наносов, поступающих на тот или иной отрезок берега. За счет выноса песков из зоны конвергенции наносов сформировались дюнные поля с мощностью отложений до 8 м, налегающие на морские пески аккумулятивного выступа (см. 12 на рис. 3б и профиль III на рис. 5), а также дюнные гряды (см. 10 на рис. 3б), облекающие выходы морены в его тылу. На правобережье р. Ручьи мощность дюнных гряд, перекрывших морскую террасу (см. 2 на рис. 3г) и приустьевую косу, достигает по данным георадарных исследований 4 м. Прибровочные участки абразионных террас повсеместно закрыты эоловыми шлейфами мощностью 0.5–1.5 м при ширине до 30 м. В устьях рек дополнительным источником питания ветропесчаных потоков служат широкие приливные осушки предустьевого взморья. Наиболее значимым источником наносов является река Ручьи с объемом твердого стока ~3.2 тыс. т/год (Атласов и др., 2001). Таким образом, эоловые процессы весьма активны как на аккумулятивных, так и на абразионных берегах.

Максимальные антропогенные изменения эоловый рельеф и процессы испытывают на левобережье р. Ручьи (см. рис. 3в) в окрестностях одноименного села, возникшего в XIV в. Село расположено на аллювиально-морской голоценовой террасе с абс. отметками 4–7 м (см. 8 на рис. 3). На морском побережье терраса эрозионно-аккумулятивная (см. рис. 5, профиль I), а выше по течению – аккумулятивная, сложена песками. Морской берег в районе с. Ручьи абразионный; бровка берегового уступа отступала в 1985–2000 гг. со скоростью <0.5–1 м/год, большей на участках, нарушенных проездами транспорта. От размыва берег защищают широкие песчаные пляжи и авандюны, закрывающие БУ. Наносы поступают с предустьевого взморья р. Ручьи.

Уже к началу XX в. терраса представляла собой “песчаное плато” с покровом незакрепленных песков (Ramsay, 1898). В настоящее время воздействие человека активизирует дефляцию на поверхности и береговых уступах террасы, пляже и приливной осушке. Наиболее губительны беспорядочные разъезды транспорта. Терраса опутана сетью дорог, врезанных в ее поверхность на глубину до 2 м. На береговых уступах ширина дорожных выемок, моделируемых дефляцией, достигает 30 м, а их глубина − 4 м (см. рис. 4). В безледное время в фазу малой воды приурезовая полоса ежедневно превращается в трассу с оживленным движением. Регулярные проезды транспорта разрушают поверхность пляжей и осушек, активизируя вынос наносов волнами и ветром, и, тем самым, отступание берега. Поэтому вблизи села, на участке максимальной антропогенной нагрузки, ширина шлейфа песков, вынесенных ветром на поверхность террасы, достигает 250 м, что существенно больше, чем на ненарушенных берегах.

Мощность эоловых песков с включениями техногенного мусора от нескольких процентов до более половины объема толщи достигает в прибровочной части террасы 0.5–1 м, а в ее тылу, на склонах денудационного выступа, обращенного к преобладающим летним ветрам и занятого постройками с. Ручьи, увеличивается до 1–2 м (см. рис. 5, профиль I). В том же направлении возрастает количество мусора. На радарограммах они распознаются по наличию многочисленных волн-помех − расходящихся от одной точки в разные стороны крутопадающих осей синфазности (гипербол) (см. рис. 5, профиль I, врезка). Объем антропогенно-эолового чехла террасы примерно 225 тыс. м³. Таким образом, спровоцированная человеком дефляция поверхности частично компенсируется выносом наносов из БЗ, который имеет естественные причины, но также усилен антропогенным воздействием. Однако, судя по обильным включениям эоловых песков в отложения болот и озер, расположенных в нескольких километрах от БЛ, объем вынесенного материала существенно превышает суммарный объем аккумулятивных антропогенно-эоловых форм.

При наличии естественных или антропогенных препятствий материал, вынесенный с нарушенных участков, аккумулируется в непосредственной близости от них. Так, дюны и дюнные гряды образовались из песков, принесенных с грунтовых аэродромов. В долине р. Ручьи ядрами аккумуляции стала растительность на бровках террасы, обращенных к реке и к болотной котловине. Положение и размеры дюн − 60 м² при высоте 1–1.5 м и 400 м² при высоте 2–5 м соответственно указывают на преобладание переноса “летними” северными и северо-западными ветрами. В районе м. Инцы с подветренной стороны летного поля заброшенного аэродрома сформировалась дюна Погорелка диаметром около 50 м при высоте 5.5 м (см. рис. 3б). На радарограмме в основании дюны видно ядро аккумуляции, предположительно − остов сгоревшей бревенчатой диспетчерской аэродрома (см. рис. 5, профиль II). За исключением чужеродного “ядра” отложения дюны не отличаются от естественных.

Летний берег. Окрестности д. Яреньги (левобережье р. Яреньги). На Летнем берегу Белого моря эоловый рельеф типичен для морских террас с абс. отметками до 11 м, которые формировались под действием продольных потоков наносов юго-восточного направления и медленного послеледникового поднятия начиная с 8.5–8.4 тыс. кал. л. н. (Репкина и др., 2019б). На аккумулятивных берегах здесь развиты авандюны относительной высотой до 1.5 м при ширине до 50 м. Примыкающие к ним низкие террасы с песчаными береговыми валами зарастают сначала сосновым стлаником, а на удалении от моря сосновым лесом. На залесенных террасах дюны высотой до 3 м и дефляционные котловины маркируют положение древних береговых линий. К наиболее древней БЛ часто приурочены дюнные валы и массивы высотой до 4 м (Лаврова, 1928). Ветры здесь слабее, чем на Зимнем и Терском берегах (см. рис. 6, роза−диаграмма). Преобладают слабые юго-западные и южные (“зимние”) ветры, а наиболее сильными являются северные и северо-восточные (“летние”).

Эоловый рельеф существенно изменен человеком (см. рис. 1). На аккумулятивных берегах максимальную нагрузку испытывают БЗ и низкие террасы. За авандюной обычно расположена нарушенная транспортом поверхность эолового выравнивания с останцами перевеянных морских террас. Со стороны суши она примыкает к активной дюне.

На абразионном участке берега у д. Яреньги на морской террасе с абс. отметками 8–9 м сформировалась поверхность эолового выравнивания площадью ~0.7 км² (см. 14 на рис. 6а). Для БЗ здесь характерен дефицит наносов. Береговой уступ, выработанный в гравийно-песчаных отложениях террасы, как и приустьевая коса р. Яреньги, отступали в 1965–2020 гг. со скоростью 0.5–1 м/год. В результате дефляции, активизированной многочисленными разъездами транспорта и не компенсированной поступлением наносов из БЗ, поверхность террасы срезана дефляцией, закрыта гравийно-галечным ветровым элювием. На перевеянной поверхности сохранились фрагменты береговых валов и межваловых понижений (см. рис. 6б), внутреннее строение которых видно на георадарном профиле (см. рис. 7). Отложения, вынесенные с поверхности террасы и пляжа, сконцентрированы в параболической дюне мощностью до 5 м (см. 11 на рис. 6а), надвигающейся на еще не нарушенную дефляцией морскую террасу с сосновым лесом (см. 2 на рис. 6а). Объем дюны оценивается в 170 тыс. м³. В результате перемещения песка с фронтального на тыловой склон дюны ее подножье сместилось на 50 м, а склон приобрел вогнутый поперечный профиль (см. рис. 6б, 7). Строение эолового рельефа указывает на однонаправленное перемещение наносов под действием северо-восточных ветров, дующих летом с моря, а также на истощение запаса песков не только в БЗ и на прибрежной террасе, но и на подветренном склоне дюны.

Датирование комлей усохших деревьев и их положение относительно поверхности дюны (см. рис. 6в, г) позволяют предположить, что ~800–600 кал. л. н. дюна уже существовала и была закреплена сосновым лесом. Береговые валы, фрагменты которых сохранились у современной бровки террасы, а ранее находились существенно дальше от берега, еще ~550 кал. л. н. были покрыты сосновым стлаником. Начало активизации эоловых процессов примерно совпадает по времени с возникновением в XVI в. поселения (Яреньгского Погоста). Вместе с тем, существенное воздействие небольшого поселения на ландшафты побережья представляется маловероятным. Дефляция стала интенсивней в последние десятилетия в связи с активным использованием колесной и гусеничной техники.

Ареалы антропогенно-эоловой аккумуляции приурочены к окраине д. Яреньга, где вокруг хозяйственных построек и в понижениях естественного рельефа накапливается антропогенный мусор, перемещаемый ветром вместе с песками. В условиях дефицита песчаного материала в отложениях, в отличие от окрестностей с. Ручьи, преобладает техногенная составляющая.

ВЫВОДЫ

1. На побережье Белого моря выявлены 15 наиболее крупных (площадью от 0.3 до 8.7 км²; всего около 27 км²) ареалов, где эоловые процессы, спровоцированные и измененные деятельностью человека, влияют на облик и динамику рельефа. Большая их часть приурочена к окрестностям сельских поселений, расположенных на аккумулятивных берегах. По данным радиоуглеродного датирования, в устьях рр. Яреньги и Варзуги активизация эоловых процессов примерно соответствует времени основания поселений – XVI–XVII вв.

2. Основными причинами активизации перевеивания стали механические нарушения рельефа, дерново-почвенного и растительного покровов при вырубке леса, выпасе скота и пожарах, строительстве и эксплуатации жилых и хозяйственных объектов, проездах транспорта. Наибольшую площадь занимают участки, нарушенные разъездами транспорта. Деградация леса по данным радиоуглеродного датирования комлей засохших деревьев происходит не одномоментно, а в течение, как минимум, 150–200 лет.

3. Как на аккумулятивных, так и на абразионных берегах антропогенное воздействие активизировало вынос из береговой зоны песчаного материала. По приблизительной оценке объема аккумулятивных эоловых и антропогенно-эоловых форм в сторону суши перемещено не менее 20 000 тыс. м³ песков.

4. Реакция эоловых процессов на антропогенное воздействие зависит от динамики берега и баланса наносов в береговой зоне. В условиях отрицательного или сбалансированного бюджета наносов (отступающие и стабильные берега) на прибрежных террасах возросла интенсивность дефляции, а в условиях избытка наносов − эоловой аккумуляции.

5. На крупнейшем участке антропогенной активизации эоловых процессов в устье р. Варзуги уменьшение шероховатости поверхности из-за уничтожения растительного покрова и естественного рельефа привело к изменению направления ветропесчаных потоков; массовое движение песков начинается при скоростях ветра меньших, чем на ненарушенных участках.

6. Отложения, образовавшиеся в результате антропогенной активизации эоловых процессов, чаще всего не отличаются от естественных эоловых. При наличии техногенных включений (бытовых и строительных отходов, железного лома) они могут рассматриваться как антропогенно-эоловые. Состав и строение таких отложений изменчивы и зависят от локальных условий накопления.