Теоретические основы прогноза реакции речных дельт на повышение уровня моря

ТЕОРИЯ И МЕТОДОЛОГИЯ

УДК 551.435:556.54 В.Н. Михайлов1

ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ПРОГНОЗА РЕАКЦИИ РЕЧНЫХ ДЕЛЬТ НА ПОВЫШЕНИЕ УРОВНЯ МОРЯ2

Рассмотрены подходы и методы оценки влияния повышения уровня моря на речные дельты. Специально описаны возможные методы анализа, расчета и прогноза воздействия повышения уровня моря на затопление дельт, распространение в рукава подпора, приливов и нагонов; русловые процессы в рукавах; размыв морского края дельт; перераспределение стока между дельтовыми водотоками; проникновение в русла морских вод. При этом учтен опыт изучения реакции речных дельт на недавнее значительное повышение уровня Каспийского моря.

Ключевые слова: река, дельта, дельтообразование, повышение уровня моря.

Введение. Глобальное потепление в XX в. и особенно во второй его половине подтверждено данными наблюдений. Согласно [20], за 1900—1960 гг. температура воздуха у поверхности земли повысилась на 0,2°С, а только за 1960—2003 гг. — уже на 0,6°С. Вслед за температурой воздуха повысилась температура поверхности океана. В результате общего потепления климата усилилось таяние покровных и горных ледников; во многих регионах мира возросло количество атмосферных осадков. Следствием этих климатических изменений стало повышение уровня Мирового океана и связанных с ним морей, причем интенсивность этого повышения в последние десятилетия увеличилась, а в будущем прогнозируется дальнейший существенный рост уровня океана.

Повышение уровня океанов и морей создает большую угрозу низменным береговым районам. В наибольшей опасности оказываются крупные освоенные и заселенные дельты, особенно в Южной, Восточной и Юго-Восточной Азии [19, 20, 23]. Опыт изучения реакции дельт на недавнее значительное повышение уровня Каспийского моря [8] показывает, что дельты в условиях повышения уровня моря оказываются среди наиболее уязвимых природных и социально-экономических объектов.

Опасность, грозящая речным дельтам в XXI в., усугубляется ожидаемым увеличением речного стока многих рек и сопутствующими наводнениями речного происхождения. Кроме того, прогнозируется усиление активности тропических циклонов и экстремальных гидрометеорологических явлений [20], нередко приводящих к катастрофическим нагонам и затоплениям в дельтах рек, а также естест-

венная и особенно антропогенная просадка грунта (land subsidence).

К сожалению, теоретическим вопросам, касающимся исследования влияния повышения уровня моря на речные дельты, в научной литературе пока уделялось недостаточное внимание. Такие вопросы (в основном на качественном уровне) рассмотрены лишь в работах [5, 7, 15]. Практически не разработаны методы количественного расчета и прогноза затопления дельт и размыва их морского края, распространения в водотоки дельт подпора со стороны моря, нагонов, приливов и осолонен-ных вод под влиянием повышения уровня моря. Однако методы анализа и расчета гидролого-морфологических процессов в речных дельтах, разработанные в последние десятилетия [7, 11, 12, 15, 16], можно применить и при исследовании процессов в дельтах, обусловленных повышением уровня моря.

Задачи статьи заключаются в анализе основных закономерностей реакции речных дельт на повышение уровня моря и разработке некоторых подходов к качественной и количественной оценке такой реакции.

Современное и ожидаемое повышение уровня моря. Произошедшее в XX в. повышение уровня Мирового океана и связанных с ним морей изучено достаточно хорошо [3, 4, 20, 24—26]. Согласно [20] в результате таяния ледников и теплового расширения эвстатическое повышение уровня Мирового океана за 1870—2003 гг. составило более 20 см. В конце XX в. произошло ускорение повышения уровня моря. Если в 1961—2003 гг. уровень океана повышался со средней скоростью 1,8 ± 0,5 мм/год, то в 1993—2003 гг. интенсивность повышения уровня

1 Кафедра гидрологии суши, профессор, докт. геогр. наук, e-mail: vn.mikhailov@mail.ru

2 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 08-05-00305) и Программы поддержки ведущих научных школ (НШ-496.2006.5).

океана возросла в среднем до 3,1 ±0,7 мм/год [20]. Особенно быстро уровень повышался после 1990 г. Интересно отметить, что рост уровня моря почти точно следовал за повышением температуры воздуха. Установлено, что около половины интенсивности повышения уровня моря в 1993—2003 гг. (1,6 из 3,1 мм/год) обусловлено тепловым расширением морской воды, а остальная часть — "ледниковым стоком" [20].

Согласно прогнозам [20] в XXI в. ожидается дальнейшее потепление климата. В соответствии с разными сценариями к концу XXI в. возможно увеличение температуры воздуха на 1,8—4,0°С. Сопутствующее тепловое расширение морских вод может привести к росту уровня океана на 1 м и более. Точные прогнозы повышения уровня Мирового океана затруднены из-за неопределенности в оценках влияния "ледникового стока". Но в любом случае повышение уровня Мирового океана в XXI в. будет намного больше, чем в XX в. [20].

Важен, интересен и еще недостаточно изучен вопрос о "передаче" эвстатического повышения уровня Мирового океана в связанные с ним моря, особенно внутренние. В этих морях важную роль в изменении уровня играют собственный водный баланс и вариации его составляющих, а также геологический фактор, включающий проявления тектоники. Поэтому интенсивность повышения уровня в отдельных морях может быть как меньше, так и больше, чем в океане. Например, при росте уровня Атлантического океана в середине XX в. на 1,7 мм/год уровень Средиземного моря повышался со средней скоростью всего 1,2 мм/год, а Черного и Азовского — с интенсивностью 2,5 и 2,0 мм/год соответственно, причем в разных пунктах на побережье этих морей рост уровня мог существенно отличаться от упомянутых средних величин [9].

Необходимо подчеркнуть, что в XXI в. на речные дельты окажет существенное влияние не только эвстатическое повышение уровня морей с интенсивностью не менее 5 мм/год, но и так называемое относительное повышение уровня моря (ОПУМ, в англоязычной терминологии — relative sea level rise, RSLR). ОПУМ — это реальное повышение уровня моря относительно земной поверхности, являющееся суммой эвстатического повышения уровня моря, связанного с изменением объема воды в море, и повышения уровня, обусловленного просадкой грунта в дельтах. Xарактерная для большинства дельт рек мира просадка грунта является следствием опускания земной коры (многие дельты тяготеют к местам такого тектонического прогиба), уплотнения и обезвоживания рыхлых и относительно молодых дельтовых отложений, а также воздействия антропогенного фактора — откачки в дельтах подземных вод, нефти и газа. По оценкам, сделанным в работах [9, 23—26], во многих дельтах воздействие естественной и антропогенной просадки грунта может намного превосходить вли-

яние эвстатического повышения уровня моря. Величина ОПУМ в некоторый крупныгх дельтах мира превышает 5 мм/год, а в дельтах Ганга с Брахма-пугрой, Нигера, Чаупхрая — 10—20 мм/год.

Затопление дельт. Наиболее очевидное и в то же время самое опасное для дельт следствие повышения уровня моря — это затопление морскими водами приморской зоны дельт.

Установить ряд закономерностей затопления дельт позволил опыт изучения реакции дельт рек, впадающих в Каспийское море, на недавнее значительное повышение уровня водоема [2, 6—8, 10, 12, 15, 18]. В 1978—1995 гг. вследствие существенного преобладания приходных составляющих водного баланса водоема (прежде всего благодаря повышенному стоку Волги) над расходными средние годовые уровни Каспия поднялись на 2,35 м (средняя интенсивность подъема уровня составила 13,1 см/год). Величина эвстатического повышения уровня водоема в данном случае была намного больше возможного влияния просадки грунта в дельтах, к тому же точно она неизвестна. Последствия повышения уровня Каспийского моря в разных дельтах оказались различными. Сравнение космических снимков дельт показало, что площадь дельты Сулака за 1978—1997 гг. (различие в уровнях моря АНм составило +2,00 м) в результате затопления морем уменьшилась с 70,6 до 45,1 км2, т.е. на 36%, а площадь дельты Куры за 1976—1993 гг. (АНм = +2,01 м) сократилась со 189 до 114 км2, т.е. на 40%. За 1977—1995 гг. (при АНм = +2,35 м) в дельте Урала морем была затоплена приморская полоса шириной до 15 км, а площадь дельты сократилась приблизительно с 522 до 280—300 км2. Несмотря на повышение уровня приемного водоема, продолжалось выщвижение в море "новой" дельты Терека в устье главного рукава — Каргалинского прорыва; за 1977—1997 гг. (АНм = +2,06 м) это выщвижение составило 1,4 км. В устье Волги положение морского края дельты (МКД) за последние 40 лет практически не изменилось.

Такая разная реакция дельт каспийских рек на одно и то же повышение уровня приемного водоема объясняется прежде всего различиями в характере устьевого взморья, рельефа поверхности дельт и величине стока наносов рек. В устьях рек Терека, Сулака и Куры взморье приглубое, в устье Урала — умеренно отмелое; во всех этих устьях средний годовой уровень воды у МКД практически всегда совпадал со средним уровнем Каспия, поэтому изменения этих уровней были одинаковыми. В устье Волги с чрезвычайно широким и отме-лым взморьем при низком стоянии уровня Каспия (ниже отметки —(26,5^27,0) м БС, как, например, в 1940—1990 гг.) непосредственная связь водотоков дельты с морем разрывается и уровень в районе МКД оказывается выше уровня моря. К началу подъема уровня Каспия в 1978 г. это превышение составило более 2 м. В это время отмелая зона

взморья Волги функционировала как огромный затопленный водослив с широким порогом. Дно от-мелой зоны взморья — это затопленная поверхность древней дельты Волги. При низких уровнях моря на взморье волжские воды в виде медленного плоскостного (местами струйного) стока двигались вдоль небольшого уклона в сторону моря. Повышение уровня Каспия в 1978—1995 гг. привело к постепенному затоплению отмелой зоны взморья. Уровень на посту о. Искусственного (27 км от МКД в сторону моря) начал повышаться в 1982 г. и к 1995 г. поднялся на 0,9 м, а на самом МКД за 1986—1995 гг. — всего на 0,4 м, в конце этого периода почти сравнявшись с уровнем моря.

Если бы уровень Каспия продолжал расти, то началось бы постепенное затопление пресной водой приморской зоны дельты Волги, но пока этого не произошло и уровни в нижних частях дельтовых рукавов поднялись не более чем на 0,2—0,3 м. На гидропосту Оля в рукаве Бахтемир (24 км от МКД) уровень начал подниматься с большим опозданием (с 1990 г.), а величина подъема уровня в межень к 1995 г. составила 0,3 м. На гидропосту Икряное в этом же рукаве (73 км от МКД) уровень стал подниматься еще позже (с 1993 г.) и повысился всего на 0,1 м. В нижних частях рукавов в восточной части дельты величина повышения уровня не превысила 0,2 м.

Реакция дельты Волги на колебания уровня приемного водоема уникальна. По-видимому, в настоящее время на Земле, в особенности на берегах океанов, нет устьев рек с таким обширным и отме-лым взморьем. Эти особенности "буферной" роли взморья Волги детально описаны в [6—8, 15, 18].

Для количественной оценки характера реакции дельт с приглубым взморьем на повышение уровня моря на величину АНм и учета влияния на нее рельефа дельты и стока наносов реки необходимо ввести два понятия: подпорная призма (А^п) и площадь затопления (^зат). Объем подпорной призмы вычисляется по приближенной формуле

АГп.п = 0,5^' АНм

где ^ат — потенциальная площадь затопления дельты; 0,5АНм — средняя величина повышения уровня в зоне потенциального затопления. Величина ^з'аг рассчитывается по формуле

^зат = Ьзат¿МКД = АНмiдЬМКД,

где Ьзат — средняя ширина потенциальной зоны затопления, Ьмкд — длина морского края дельты, 1д — уклон поверхности дельты, приблизительно равный уклону водной поверхности главного рукава дельты в половодье. В формулах (1) и (2) АНм — это величина фактического повышения уровня моря с учетом просадки грунта, т.е. величина ОПУМ.

Расчет по формулам (1) и (2) в целом удовлетворительно соответствует данным наблюдений в устьях каспийских рек с приглубым и умеренно отмелым взморьем.

Характер и масштабы затопления дельты зависят от нескольких основных факторов: величины повышения уровня моря АНм и его интенсивности, рельефа поверхности дельты (и величины гд), объема стока наносов реки. При этом возможны три случая: 1) сток наносов реки мал, подпорная призма речными наносами не заполняется, происходит пассивное затопление поверхности дельты, и площадь фактического затопления дельты совпадает с площадью потенциального затопления, определяемого по формуле (2), наносы в основном транзитом проходят по руслу реки в море и частично отлагаются в русле в зоне подпора; 2) речные наносы лишь частично заполняют подпорную призму и часть приморской зоны дельты затопляется морскими водами; 3) сток наносов реки велик, подпорная призма заполняется речными наносами, наносы отлагаются в русле и, несмотря на повышение уровня моря, дельта продолжает выдвигаться в море.

Первый случай был характерен для дельт Су-лака и Куры, сток наносов которых существенно уменьшился после сооружения Чиркейского водохранилища в 1974 г. и Мингечаурского в 1952 г. [8]. По расчетам [12], за 1978—1997 гг. суммарный сток наносов Сулака составил 30,0 млн м3. Этот объем (с учетом небольшого количества наносов, отложившихся в русле) оказался заметно меньше объема подпорной призмы (70,6 млн м3) при величине АН = +2,00 ми ¥' = 70,6 км2, что и предопределило упомянутое выше существенное затопление дельты Сулака. Согласно данным полевых исследований [2, 8, 10, 12] в затопленной части дельты признаков заметной аккумуляции наносов не обнаружено. Если бы сток наносов Сулака сохранился таким, каким он был до сооружения водохранилища (~ 14,4 млн м3/год), то суммарного стока наносов за рассматриваемый период (~ 274 млн м3) вполне хватило бы для заполнения подпорной призмы.

В устье главного рукава дельты Терека — Кар-галинского прорыва — сложилась иная ситуация, типичная для третьего случая. Сток наносов реки был довольно велик (15 млн м3/год), его суммарная величина (255 млн м3) намного превысила объем подпорной призмы (~6 млн м3), которая соответствует площади небольшой "новой" дельты Терека, равной ~ 3 км2, и повышению уровня моря на 2,35 м за 1978—1995 гг. Поэтому "новая" дельта Терека продолжала выдвигаться в море, несмотря на существенное повышение его уровня.

В научной литературе приводятся и более впечатляющие сведения о затоплении дельт при повышении уровня моря. Например, в устье Миссисипи, где ОПУМ

составляет 10—12 мм/год, в 1980—1990 гг. зафиксировано среднее отступание берега в периферийных частях дельты со скоростью 4,2 км/год, а суммарная потеря земель в результате затопления составила ~ 100 км2/год [24].

Распространение в рукава дельт подпора со стороны моря, приливов и нагонов. Точные расчеты длины зоны подпора в рукавах дельты могут быть сделаны лишь методами речной гидравлики. Применение таких методов (например, способа Павловского) для построения кривых подпора дает хорошие результаты в случае однорукавного русла [16], но для сложно разветвленных дельт сталкивается с большими трудностями. Поэтому для приближенного расчета дальности распространения подпора Ьп при повышении уровня моря на величину АНм допустимо использовать простую полуэпмирическую формулу

Ьп = мадъ

вого участка Урала на 235 км. Проверить результаты расчета ограниченные данные наблюдений не позволяют, однако известно [15], что в начале 1990-х гг. подпор распространился выше гидропоста Махамбет (164 км от моря).

Относительное повышение уровня Черного моря на устьевом взморье Дуная за 1985—2003 гг. составило 15 см. Подпор распространился в межень в Килийский рукав дельты на 38 км [1]. При уклоне водной поверхности 0,9 • 10-5 это соответствует величине к = 2,3 в формуле (3).

Строгий расчет распространения приливных и нагонных колебаний уровня в реки и рукава дельт может быть выполнен лишь с помощью уравнений типа уравнений Сен-Венана. Однако приближенный расчет влияния на приливы и нагоны в устьях рек повышения среднего уровня моря может быть сделан с помощью формул, аналогичных (3). Такова, например, формула В.Е. Ляхницкого [16]

Ьпр кА/ 1с

где 10 — уклон водной поверхности до начала подъема уровня моря. Величине к = 1 соответствует кривая подпора в виде горизонтальной линии, величине к = 2 — в виде части окружности.

Проверка формулы (3) на примере многих дельт показала, что величина коэффициента к изменяется в небольших пределах — от 1,6 до 2,4 (в среднем к = 2,0).

На МКД Волги во время последнего повышения уровня Каспия уровень в межень повысился максимум на 0,4 м (о причинах столь неадекватного поведения уровня воды в дельте Волги по сравнению с изменениями уровня водоема говорилось выше). Подпор от МКД распространился по глубокому рукаву Бахтемир приблизительно на 75 км (немного выше гидропоста Икряное). При АНм = 0,4 м, уклоне водной поверхности в межень, равном 1,2 • 10-5, коэффициент к в формуле (3) оказался равным 2,2. В других более мелких рукавах дельты Волги с немного большими уклонами дальность распространения подпора от МКД составила не более 50 км.

На устьевых участках Терека, Сулака и Куры с приглубым взморьем при уклонах водной поверхности в межень, равных 1,5 • 10-4; 1,0 • 10-4 и 3,5 • 10-5 соответственно [2, 8, 10], дальность распространения подпора от поднявшегося за 1978—1995 гг. уровня Каспия на 2,35 м, рассчитанная по формуле (3) при к = 2, должна была составить не менее 31, 47 и 134 км соответственно. Посты на этих реках расположены далеко один от другого и точные данные о дальности распространения подпора получить невозможно, но рассчитанные величины Ьп выглядят вполне правдоподобно.

При уклонах водной поверхности в межень, составляющих ~2,0 • 10-5, и величине к в формуле (3), равной 2,0, повышение уровня Каспия на 2,35 м должно было распространиться вдоль устье-

где Ьпр — дальность распространения приливной волны в реку, А — амплитуда прилива на взморье, /ст — уклон водной поверхности, обусловленный стоком реки.

По данным наблюдений, коэффициент к обычно изменяется от 1 до 1,5. При к = 1 геометрическое место полных вод (линия, огибающая сверху отметки максимальных приливных уровней воды) представляет собой горизонтальную линию, что характерно для нижних отрезков приливных участков многих рек.

При повышении среднего уровня моря уклон 1ст должен уменьшиться. Новую величину 1ст можно рассчитать по формуле Шези—Маннинга

1ст =

V 2

2И2

О 2п

С 2

где О — расход воды реки (или рукава дельты), В и к — средние ширина и начальная глубина русла, АНм — величина повышения среднего уровня моря. Для всего участка подпора со стороны моря к = 0,5.

Из формулы (5) следует, что увеличение АНм влечет за собой заметное уменьшение /ст, а это в свою очередь согласно формуле (4) должно привести к увеличению дальности распространения на устьевой участок реки приливных колебаний уровня, даже при условии неизменности амплитуды прилива А в море.

Аналогичным образом можно оценить и изменение распространения в дельту нагонов после повышения уровня моря. Помимо формулы, сходной с (3), можно также применить полуэмпирические формулы [1, 7, 16]

А#нг, х/Д#нг, м = ехр [—тх],

Ьнг = — 1п т

АНн

0,05

где АНнг м — величина нагона на устьевом взморье; АНнг х — величина нагонного повышения уровня воды в рукаве на расстоянии х от моря; т — декремент экспоненциальной зависимости, описывающей "затухание" нагонной волны при ее распространении в рукава дельты. При этом установлено, что значение т зависит либо от уклона водной поверхности в период, предшествующий нагону, либо от расхода воды рукава (или реки) О согласно простой формуле т = аО + Ь. В формуле (7) Ьнг — дальность распространения нагонной волны, определенная при предположении, что минимальная величина нагонного повышения уровня в русле, которую можно зафиксировать наблюдениями, составляет 0,05 м. Все остальные величины (АНнг, Ьнг) также даны в метрах. Формулы (6) и (7) проверены на примере устьевых участков рек Дона [16] и Дуная [1] и дали удовлетворительные результаты.

Русловые процессы. Повышение уровня моря оказывает существенное влияние на деформации русла реки или дельтовых рукавов. Наиболее активные русловые процессы происходят в дельтах с приглубым взморьем, когда подпор со стороны моря проявляется особенно сильно. Русловые процессы могут развиваться по разным сценариям, подтвержденным для устьевых участков Сулака и Терека [2, 7, 8, 10—12].

Рассматриваемые ниже случаи интересны тем, что касаются нижних участков русел рек, выходящих на приглубое взморье и испытавших в 1978—1995 гг. влияние одного и того же повышения уровня Каспийского моря на 2,35 м, но существенно отличающихся величиной стока наносов (об этом было сказано выше).

Для оценки особенностей русловых деформаций на устьевых участках рассматриваемых рек используем два понятия: русловая подпорная призма (А^р.п п), возникающая в русле в результате повышения уровня моря на величину АНм, и реальный объем отложений в русле А^тл, зафиксированный наблюдениями. Объемы А^р пп и определя-

ем по следующим формулам:

А^р . п . п = 0,5АНмЖш АЖотл = АгйЬакк,

где В — средняя ширина русла на устьевом участке; А^ — величина повышения средней отметки дна в зоне аккумуляции длиной Ьакк; Ьп — дальность распространения подпора.

Результаты расчета величин А^р п п и для устьевых участков Сулака и Терека выявили существенное различие русловых процессов в этих объектах . Во-первых, объем отложившихся в руслах

наносов (такие наносы называют русловыми) оказался в устьях Сулака и Терека за 1978—1995 гг. разным (0,7 и 3,2 млн м3 соответственно); при этом на устьевом участке Сулака длина зоны аккумуляции наносов (20 км) оказалась заметно короче длины зоны подпора (47 км, как установлено в предыдущем разделе), а на устьевом участке Терека, наоборот, больше (40 и 31 км). Во-вторых, объемы русловой подпорной призмы оказались заполненными наносами по-разному: в устье Сулака всего на 9% (0,7 млн м3 по сравнению с А^рпп = = 7,7 млн м3), в устье Терека объем отложений превысил объем ^р п п (3,2 и 2,9 млн м3 соответственно) Поэтому русло Терека повысилось в среднем на половину величины АНм, зона попятной аккумуляции распространилась заметно выше предела распространения подпора Причина этих различий в русловых деформациях — существенная разница в величине стока наносов обеих рек При расчетах использованы следующие исходные данные: сток взвешенных наносов обеих рек за 1978—1995 гг. [8], сток русловых наносов принят приблизительно равным 15% стока взвешенных наносов для Сулака и 20% для Терека [2]; средняя ширина русла по данным измерений принята равной 140 м (Сулак) и 80 м (Терек) [10]; средняя толщина слоя отложений принята равной 0,25 м (Сулак) и 1,2 м (Терек) [8, 10, 12].

Заметим, что русловые наносы, не отложившиеся в руслах Сулака (3,1 — 0,7 = 2,4 млн м3) и Терека (54,4 — 3,2 = 51,2 млн м3), были в основном вынесены в море и пошли на формирование дна устьевого взморья и смежных берегов, устьевых и береговых баров, а в устье Терека — и на устьевое удлинение русла.

Таким образом, дефицит русловых наносов в устье Сулака не позволил им полностью заполнить русловую подпорную призму (отложение наносов "отставало" от повышения уровня моря). Отставание наращивания дна русла от роста уровня воды в устье Сулака привело к тому, что при мало изменившейся ширине русла (~ 140 м) и увеличении средней глубины (с 1,8 до 2,5—3 м) отношение ширины к глубине заметно уменьшилось [10].

В связи с небольшими величинами повышения уровней воды в рукавах дельты Волги заметных аккумулятивных процессов, вызванных подъемом уровня Каспия, здесь не обнаружено [18]. На устьевом участке Урала, включая дельту, выявлено заметное отложение наносов, охватившее большую часть зоны подпора [15].

Береговые процессы на перифериях дельт. Процессы изменения береговой зоны периферийных частей дельт вне активного воздействия стока наносов реки (это обычно участки старой дельты) в условиях повышения уровня моря аналогичны процессам на трансгрессивных равнинных берегах, хорошо исследованных [4, 5, 14, 17]. Характер про-

цессов на таких берегах зависит, во-первых, от соотношения уклонов затопленной в результате повышения уровня моря поверхности (в данном случае — поверхности старой дельты с уклоном гд) и уклона подводного берегового склона (в данном случае дна устьевого взморья с уклоном /взм), а во-вторых, от величин упомянутых уклонов.

Если уклоны 1д и /взм очень малы и близки между собой, то повышение уровня моря обычно приводит к пассивному затоплению береговой зоны старой дельты без существенных изменений ее рельефа. Такие процессы были характерны в период повышения уровня Каспия для дельты Урала с умеренно отмелым взморьем, береговой зоны старой дельты Терека на побережье Кизлярского залива, берегов Сулакской бухты в устье Сулака. Сходные процессы возможны в приморской зоне дельты Волги в случае повышения уровня Каспия выше отметки —26,5 м БС.

Однако для многих дельт (даже вне современных активных процессов дельтообразования) более типично соотношение 1д < /взм. Подводный склон любой дельты, в том числе и старой, обычно не только имеет уклон больший, чем уклон поверхности самой дельты, но и более крутой, чем уклон так называемого профиля равновесия, сформированного под воздействием морского волнения. Поэтому берега периферийных частей дельт подвергаются размыву и отступают даже при относительно стабильном уровне моря. Повышение же уровня моря и стимулированная увеличением глубины на взморье активизация волнения усугубляют процесс перестройки рельефа береговой зоны и отступания берега.

При этом из продуктов волнового размыва подводного берегового склона формируется береговой вал (бар), постепенно смещающийся в сторону суши и отгораживающий возникшую в результате этого лагуну. Такие процессы характерны, например, для периферийных частей "новых" дельт Терека и Су-лака [8].

Случаи, когда уклон поверхности дельты заметно больше уклона подводного склона на взморье 0д > 'взм), в дельтах чрезвычайно редки. Поэтому схема Зенковича—Бруна, при которой продукты волнового размыва берега переносятся на подводный склон, а береговая линия смещается в сторону суши, в дельтах практически не встречается. Такая схема, как отмечено в [14], вообще не типична для береговых процессов на низменном западном побережье Каспийского моря.

Для периферийных частей старых дельт, подвергшихся интенсивному волновому размыву, характерны вдольбереговые потоки наносов даже в условиях относительно стабильного уровня моря. Такие потоки приводят к формированию длинных кос, ориентированных в сторону преобладающего волнения. Повышение уровня моря активизирует вол-

новой размыв старых дельт, вдольбереговые потоки наносов и формирование кос. Примером может быть Сулакская коса к северу от устья Сулака, возникшая еще в 1950-х гг. в результате волнового разрушения заброшенной северной лопасти дельты Сулака [8]. В условиях быстрого повышения уровня Каспия в 1980—1990 гг. Сулакская коса была частично размыта и сместилась в сторону суши. После стабилизации уровня моря коса восстановилась. В последние годы к югу от главной лопасти дельты Куры, потерявшей большую часть стока воды и наносов реки, из продуктов размыва сформировалась новая коса, ориентированная в юго-западном направлении [8].

Перераспределение стока по рукавам дельты. Расчеты распределения стока воды по рукавам дельт и его изменения под влиянием повышения уровня моря могут быть сделаны с применением методов речной гидравлики [11]. Покажем это на примере простейшей двухрукавной русловой системы, для которой на основе уравнений квазиравномерного движения воды и балансовых соотношений можно записать

Вг (к

В 2

¿2

5/3

1/2

«2

№

0: + 02 = 00,

где 0\ и О2 — расходы воды в смежных рукавах; 00 — расход воды реки или подводящего рукава; ¥, В, к, п, I — модуль гидравлического сопротивления, ширина, средняя глубина, коэффициент шероховатости, длина каждого рукава соответственно. При выводе уравнения (10) коэффициент Шези выражен по формуле Маннинга С = к1/6«.

Принимая величины В, I и п неизменными и учитывая лишь изменение глубины к, вызванное повышением уровня моря на величину АНм, получим

%к

к \5/3

\к2

02к

к + к ДНМ

^2 + к ДНм

Уравнение (12) соответствует ситуации до начала повышения уровня моря, а уравнение (13) — после него. Коэффициент к, который меньше 1 (обычно 0,5—0,7), учитывает то обстоятельство, что увеличение глубины в рукавах должно быть несколько меньше величины АНм.

Сопоставление уравнений (12) и (13) показывает [11] следующее: 1) если до повышения уровня моря глубина в водотоке 1 была больше, чем в водотоке 2 (к[ > к2), то повышение уровня моря приведет к уменьшению доли стока в водотоке 1 и уве-

личению в водотоке 2; 2) если начальное соотношение глубин было обратным (к[ < к2), то повышение уровня моря приведет к увеличению доли стока в водотоке 1 и уменьшению в водотоке 2.

Расчеты свидетельствуют, что чем относительно мельче водоток 1 и глубже смежный 2, тем сильнее перераспределится сток воды в пользу водотока 1 при повышении уровня моря. Если более мелкий водоток 1 еще и уменьшит свою длину (вследствие волнового размыва его устья или затопления низовьев) существеннее, чем водоток 2, то такое перераспределение стока в пользу рукава 1 будет еще сильнее, что также вытекает из уравнения (10). Доказательством справедливости таких заключений служат факты "оживления" стока в недавно отмиравших или даже отмерших небольших рукавах в дельте Урала в результате повышения уровня Каспийского моря [6, 8, 15].

Таким образом, повышение уровня моря приводит к некоторому перераспределению стока в пользу небольших боковых водотоков и способствует рассредоточению стока воды и наносов по пространству дельты. Этот процесс противоположен тому, который сопутствует понижению уровня моря — сосредоточению стока в наиболее глубоких (обычно и самых крупных) рукавах дельты и отмиранию боковых рукавов.

Проникновение морских вод в рукава дельт. Проникновение (интрузия) морских осолоненных вод в рукава дельты или саму реку — процесс крайне неблагоприятный как с экологической, так и с экономической точки зрения. Поэтому прогноз этого явления в условиях повышения уровня моря становится весьма актуальным.

Проникновение морских вод в речные русла может происходить в трех формах: в виде зоны с сильным перемешиванием вод по глубине и слабой стратификацией, в виде зоны с частичным перемешиванием и умеренной стратификацией и в виде клина осолоненных вод [7, 21, 22].

Увеличение речного стока и уменьшение величины приливов изменяет и тип проникновения осо-лоненных вод от полного перемешивания к клину осолоненных вод. Важный вывод прогностического характера относительно влияния величины приливов на характер стратификации в устьях рек содержится в работе [21]. Для неприливных и микроприливных устьев (величина прилива АНпр < 2 м) в основном характерна сильная стратификация (клин осолоненных вод), для мезоприливных устьев (АНпр от 2 до 4 м) — умеренная стратификация, для макроприливных (АНпр > 4 м) — слабая стратификация и сильное перемешивание.

Для прогноза характера проникновения морских вод в речные русла в условиях повышения уровня моря может быть применен целый ряд физических критериев, подробное описание которых дано в [7, 22].

Для приближенного прогноза увеличения дальности проникновения в рукава дельты клина осо-лоненных вод может быть применена полутеоретическая формула вида

LS

-т-=aFr mm. к н

Формула

Frp

V

Ар p

ср

gk

где V и к — осредненные за приливный цикл скорость течения и глубина русла, Ар = рм — рр, рср = = 0,5(рм + рр), рм и рр — плотность морской и речной воды соответственно, g — ускорение свободного падения.

Проверка формулы (14) на примере дельт Яны [13] и Дуная [1] показала ее удовлетворительную применимость. Для рукава Главное Русло в дельте Яны параметры в этой формуле равны: а = 485, т = —1,2; для рукава Прорва в дельте Дуная — а = 327, т = —0,63.

Структура формулы (14) свидетельствует, что увеличение глубины русла в результате повышения среднего уровня моря, а также возможные сопутствующие уменьшение скорости стокового течения и возрастание величины Ар приведут к уменьшению БГр и заметному увеличению длины клина осолоненных вод.

Заключение. Густонаселенные и освоенные низменные дельты крупных рек, их морские берега и гидрографическая сеть оказываются наиболее уязвимыми географическими объектами в условиях глобального потепления климата и особенно повышения уровня Мирового океана и связанных с ним морей и усиления интенсивности экстремальных гидрометеорологических явлений. Для качественной и количественной оценки возможной реакции гидрологического режима и морфологического строения речных дельт на повышение уровня моря может быть применен ряд подходов и методов, изложенных в статье. Проверка некоторых из них проведена на примере дельт рек, впадающих в Каспийское море, средний уровень которого испытал недавно значительное повышение.

Задачами дальнейших исследований должно стать применение рассмотренных походов и методов к дельтам конкретных рек мира, а также разработка подходов к оценке возможных изменений экологических условий речных дельт под влиянием ожидаемого значительного повышения уровня моря и других гидрометрических последствий глобального потепления.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Гидрология дельты Дуная. М.: ГЕОС, 2004.

2. Гидрология устьев рек Терека и Сулака. М.: Наука, 1993.

3. Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменения уровня морей России и развитие берегов: прошлое, настоящее и будущее. М.: ГЕОС, 1999.

4. Каплин П.А., Селиванов А.О. Глобальное потепление климата и его влияние на уровень морей и береговые процессы // Современные глобальные изменения природной среды. Т. 2. М.: Научный мир, 2006. С. 94—121.

5. Коротаев В.Н. Формирование устьев рек в условиях колеблющегося уровня (на примере внутриконти-нентальных водоемов) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1989. № 6. С. 23—29.

6. Михайлов В.Н. Устья рек России и сопредельных стран: прошлое, настоящее и будущее. М.: ГЕОС, 1997.

7. Михайлов В.Н. Гидрология устьев рек. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1998.

8. Михайлов В.Н, Кравцова В.И., Магрицкий Д.В и др. Дельты каспийских рек и их реакция на изменения уровня моря // Вестн. Каспия. 2004. № 6. С. 60—104.

9. Михайлов В.Н, Михайлова М.В. Дельты как индикаторы глобальных и региональных изменений речного стока и уровня моря // Современные глобальные изменения природной среды. Т. 2. М.: Научный мир, 2006. С. 137—171.

10. Михайлов В.Н, Михайлова М.В. Многолетние русловые деформации на устьевых участках Терека и Сула-ка под влиянием колебаний уровня Каспийского моря // Водн. ресурсы. 1998. Т. 25, № 4. С. 389—398.

11. Михайлов В.Н, Рогов М.М., Чистяков А.А. Речные дельты. Гидролого-морфологические процессы. Л.: Гид-рометеоиздат, 1986.

12. Михайлова М.В. Баланс наносов в устьях рек и формирование дельт при повышении и понижении уровня моря // Водн. ресурсы. 2006. Т. 33, № 5. С. 567—579.

13. Нижняя Яна: устьевые и русловые процессы. М.: ГЕОС, 1998.

14. Никифоров Л.Т., Рычагов Г.И. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современного повышения уровня // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1988. № 2. С. 47-50.

15. Полонский В.Ф., Лупачев Ю.В., Скриптунов Н.А. Гидролого-морфологические процессы в устьях рек и методы их расчета (прогноза). СПб.: Гидрометеоиздат, 1992.

16. Руководство по расчету элементов гидрологического режима в прибрежной зоне морей и в устьях рек при инженерных изысканиях. М.: Гидрометеоиздат, 1973.

17. Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1996.

18. Устьевая область Волги: гидролого-морфологические процессы, режим загрязняющих веществ и влияние колебаний уровня Каспийского моря. М.: ГЕОС, 1998.

19. Эстуарно-дельтовые системы России и Китая. М.: ГЕОС, 2007.

20. Climate Change 2007. Synthesis Report. Summary for Policymakers (http://www.ipcc.ch).

21. Dyer K.R. Coastal and estuarine sediment dynamics. Chidester; N.Y.; Brisbane; Toronto; Singapore: John Wiley and Sons, 1986.

22. Guidelines on the study of seawater intrusion into rivers // Stud. and reports in hydrology. 1991. N 50.

23. Saito Y., Chaimanee N., Jarupongsakub Th, Syvit-ski J.P.M. Shrinking megadeltas in Asia: sea-level rise and sediment reduction impacts from case study of the Chao Phraya delta // LOICZ Inprint. 2007. N 2. P. 3-9.

24. Sea level changes and their consequences for hydrology and water management // State of the Art Report. Int. Workshop, 19-23 April 1993. Noordwijkerhout, 1993.

25. Sea-level rise and coastal subsidence. Dordrecht; Boston; London: Kluwer Academic Publishers, 1996.

26. Stanley D.J. Mediterranean deltas: subsidence as a major control of relative sea-level rise // Bull. De l'Institute oceanegraphique. 1997. N 18. P. 35—62.

Поступила в редакцию 01.09.2008

V.N. Mikhailov

THEORETICAL BASES OF FORECASTING THE RESPONSE

OF RIVER DELTAS TO THE SEA LEVEL RISE

Approaches to and methods of the estimation of the sea level rise influence on river deltas are discussed. In particular possible methods are described which allow analyzing, evaluating and forecasting the influence of the sea level rise on deltas inundation, advance of water backing, tide flows and surges into river branches, channel processes in the branches, as well as on the cor-rasion of the outer edge of deltas, redistribution of flow between the deltaic water courses and penetration of sea water into river channels. The experience of studying the response of river deltas to the recent considerable rise of the Caspian Sea level has been taken into account.

Key words: sea level rise, river deltas.