П.А.Каплин, О. К. Леонтьев, С.А. Лукьянова, Л.Г Никифоров 2 страница

Схема разрывного течения [по Шепарду. 1951]

береговой линии фронт волны неодновре­менно вступает в пределы мелководья, т. е. одни, ближние к берегу его участки начинают испытывать воздействие дна раньше, чем дру­гие, которые еще находятся над большими глубинами моря. В результате происходит замедление скорости распространения фронта волны на участке над мелководьем, тогда как часть фронта, находящаяся над глу­боким морем, продолжает постепенный раз­ворот фронта волны, тем больший, чем ближе в целом фронт волны располагается по отношению к береговой линии. Этот процесс разворота фронта волны получил название рефракции волн. Если рефракция осущест­вляется полностью, то фронт волны устанав­ливается параллельно береговой линии, и волны, таким образом, подходят к берегу уже под прямым углом.

Если береговая линия извилиста, состоит из

чередующихся бухт и мысов, то фронт волны. стремится стать параллельным каждому эле­ментарному отрезку береговой линии, кото­рый можно уподобить прямой. В результате происходит изгиб фронта волны, при кото­ром его очертания в смягченной форме как бы повторяют контуры береговой линии. При этом у мысов будет происходить сближе­ние фронтов волн, а в бухтах — их расхожде­ние, что отражает процесс концентрации вол­новой энергии у мысов и рассеивание ее в бух­тах, так как количество удельной энергии на единицу длины фронта у мысов, где происхо­дит как бы его сжатие, будет гораздо боль­шим, чем в бухтах, где происходит растягива­ние фронта волны.

Для изучения этого явления строятся так называемые планы рефракции. Это чертежи, на которых системой линий показаны поло­жения гребней волн на поверхности моря в зоне рефракции. С этой целью строится система ортогоналей — линий распростране­ния луча волны, которые зависят от направ­ления распространения волны на глубокой воде и от глубины моря, и по ним устанавли­вается положение гребня волны. При этом ортогонали в зависимости от очертаний берега и рельефа дна будут либо сходиться, либо расходиться, т. е. будут испытывать конвергенцию или дивергенцию. Так, у мысов, а также в местах, где изобаты распо­лагаются близко друг к другу, отмечается конвергенция, а в заливах или на мелководьях — дивергенция. Там, где происходит конвер­генция, имеет место концентрация волновой энергии, а на участках дивергенции — ее рас­сеивание, диссипация.

В соответствии с этим на участках конвер­генции происходит увеличение высоты вол­ны, а на участках дивергенции — ее уменьше­ние. Это неизбежно ведет к неравенству уров­ней моря на участках дивергенции и конвер­генции.

Циркуляционные ячейки. При наличии периодически повторяющихся вдоль берега возмущений волнового поля (в частности, при рефракции), Заключающихся в неравенстве высот волн и отметок уровня вдоль берега, движение воды в горизонтальной плоскости должно распадаться на ряд замкнутых круго­воротов или циркуляционных ячеек, обеспе­чивающих водообмен между областью нераз­рушенных волн и прибойной зоной [Bowen.

,1969]. От участков с большой высотой волн и соответственно высоким уровнем моря, т. е. участков конвергенции, происходит отток к участкам дивергенции, где за счет слияния оттоков двух соседних циркуляционных ячеек образуется разрывное течение. Аналогичные циркуляции возникают и при таких ситуаци­ях, как, например, чередование мысов и бухт, изменение глубин вдоль берега (например, в бухте будет образовываться разрывное тече­ние, питаемое оттоком вод со стороны мыса). В наиболее общем случае образование цирку­ляционных ячеек — одно из важнейших след­ствий рефракции, так как последняя всегда отражает и особенности рельефа дна, и спе­цифику контуров береговой линии.

Приливы и отливы

Расчеты показывают, что поток энергии при­лива, вносимый в береговую зону, лишь немного уступает по своей величине потоку волновой энергии. Известно, что в зависимо­сти от сочетания сил лунного и солнечного притяжения величина прилива в течение лун­ного месяца (28 дней) дважды достигает своего максимального и дважды минималь­ного значения. Максимальные приливы назы­ваются сизигийными, поскольку они бывают в сизигии — в новолуние и в полнолуние. Минимальный прилив называется квадра­турным, поскольку он наблюдается во время квадратур, т. е. первой и третьей четвертей фаз Луны. Наибольшая величина приливов в сизигии объясняется тем, что при новолунии и полнолунии Луна и Солнце находятся на одной прямой по отношению к Земле и их приливообразующие силы «складываются», а в квадратурах действуют под прямым углом друг к другу, вследствие чего во время этих лунных фаз приливы становятся наименьши­ми.

Известно, что сила притяжения прямо про­порциональна массе тела, но обратно пропор­циональна квадрату расстояния между взаимодействующими телами. Поэтому при- ливообразующая сила Луны в 2,17 раза больше приливообразующей силы Солнца и является определяющей.

Физика приливов изучается со времени И. Ньютона, который на основе своей тео­рии притяжения разработал так называемую статическую теорию приливов. Согласно
этой теории, в частности, максимальная тео­ретическая величина прилива должна быть 0,8 м. Действительно, на многих океаничес­ких островах высота прилива близка к этой величине. Однако в иных районах побережья она во много раз выше, достигая максимума в заливе Фанди на северо-востоке Северной Америки — 18 м. Однако Ньютон при разра­ботке статической теории сделал ряд допуще­ний, которые, как оказалось в дальнейшем, являются причиной существенных отличий реальной картины от теоретической. Даль­нейшая разработка теории приливов связана с Лапласом, который ввел представления о приливах как крупных волнах с очень боль­шим периодом (от 0,5 до 1 суток). Поскольку возмущающие силы действуют на водную толщу океана периодически, они должны вызывать в океане периодические колеба­тельные движения. Развитие учения о прили­вах обеспечило возможность предвычисления приливов, создания таблиц и атласов прили­вов.

Идея о волновой природе приливных явле­ний очень продуктивна еще и потому, что она объясняет наличие приливных и отливных течений, которые имеют важнейшее значе­ние в транспортировке осадочного материала в береговой зоне и образовании различных береговых аккумулятивных форм рельефа.

Циркуляционные ячейки.

1 — условная сеть опорных пунктов вдоль побережья;

2 — направление и скорость течений, м/с; 3 — расход взвешенных наносов, м³/с; 4,5 — участки аккумуляции обломоч­ного материала и размыва берега со­ответственно

При приливе масса воды устремляется к берегу, а при отливе — от берега в море. Это наиболее обычный вид приливного течения, который получил название реверсивного. Важной особенностью при этом является четко выраженное неравенство времен, а сле­довательно, и скорости прилива и отлива. Прилив менее продолжителен по времени, чем отлив, и приливное течение имеет 66ль- шую скорость, чем отливное.

В суживающихся к вершине заливах при прохождении приливной волны нередко наб­людается резкое возрастание ее высоты. В

Приливная волна в заливе Фанди. Ширина заштрихованных полос соответствует высоте прилива

суживающемся заливе общее протяжение фронта волны сокращается, происходит пере­распределение энергии, что ведет к возраста­нию высоты приливной волны.

При малой глубине в таком заливедая про­хождения приливной волны очень важное значение имеет увеличение глубины во время прилива, а для отлива — уменьшение глу­бины в ходе отлива. К каким последствиям это приводит, мы можем увидеть на следу­ющем примере [Зубов. 1947]. Представим себе, что в суживающийся залив с глубиной 8 м входит приливная волна, имеющая в откры­том море длину 900 км. Пусть после вхожде­ния в залив величина прилива достигает 4 м, тогда, по Лагранжу, скорость распростране­ния гребня будет равна 10 м/с, а подошвы — только 7,73 м/с. Поскольку первоначальное расстояние между гребнем и подошвой равно 900:2=450 км, то гребень волны, ежесекундно проходя на 2,25 м больше, чем подошва, через 450 000:2,25=200 тыс. с, или примерно через 2,5 суток, нагонит подошву предше­ствовавшей волны. При слиянии гребня волны с подошвой предшествовавшей волны фронт волны принимает вид гигантского водяного вала с почти вертикальным фрон­тальным склоном, с большой скоростью рас­пространяющегося вверх по заливу (или по приустьевому участку крупной реки, напри­мер Амазонки). Такой вид прилива получил название бора или маскарэ. Прохождение бора высотой более 5,5 м наблюдалось нами, например, в заливе Ханчжоувань, на побе­режье Восточно-Китайского моря. Скорость приливного течения при прохождении бора достигает здесь 7 м/с. В разных пунктах бере­говой зоны Ла-Манша максимальные скоро­сти приливных течений в сизигии составляют от 3,5 до 11 км/ч.

В открытом море, в очень крупных заливах или широких проливах приливные течения не имеют реверсивного характера. Здесь нет того, что называется в прибрежных водах «кроткой водой», т. е. сменой прилива на отлив и обратно. Приливные течения здесь никогда не прекращаются. Частицы воды описывают сложные замкнутые орбиты, в горизонтальной плоскости близкие к окруж­ности, нередко осложненные петлями. Эти течения получили название вращающихся приливных течений. Направление их в север­ном полушарии меняется по часовой стрелке, а в южном — против нее. Главной причиной возникновения вращающегося течения явля­ется воздействие силы Кориолиса и возника­ющее при этом изменение уровня моря, что и обусловливает непрерывное изменение направления течения и замкнутость его.

В береговой же зоне на общий реверсивный характер приливных течений накладывается влияние рельефа, очертаний берегов, нали­чие островов, узких проливов, что в коне­чном счете обусловливает большое разно­образие величины прилива, направления и скорости течений, образование встречных потоков, сулоев и водоворотов, ту сложную и впечатляющую картину, которая с такой художественной силой описана В. Гюго в романе «Труженики моря».

Раздел 2

АБРАЗИОННЫЕ И АККУМУЛЯТИВНЫЕ ФОРМЫ БЕРЕГОВОЙ ЗОНЫ

Абразия и абразионные формы рельефа

Типы абразии. Работа волн в береговой зоне заключается в разрушении берега и подвод­ного берегового склона, в переносе осадоч­ного материала и в создании различных акку­мулятивных форм рельефа берега. Разруши­тельная работа морских волн называется абразией. Она может осуществляться механи­ческим путем: разрушение пород, слагающих берег, происходит под действием гидравли­ческого удара прибойного потока, мгновен­ной компрессии и декомпрессии воздуха в тре­щинах пород в результате воздействия при­боя, а также путем бомбардировки и истира­ния горной породы обломками этой?ке или другой породы. Этот вид абразии назван механической абразией [Зенкович. 1962]. Раз­рушение пород, слагающих берег, может происходить также под воздействием раство­ряющей способности воды {химическая абра­зия) или ее термического эффекта (терми­ческая абразия).

Схема отступания клифа и главные элементы абразионного берега

Механическая абразия берега возникает, если только часть энергии волн расходуется на перенос осадочного материала; тогда сво­бодная от этой работы энергия волн превра­щается в работу по разрушению берега и

Волноприбойная ниша на южном берегу Тугурского залива

подводного берегового склона. Другой слу­чай — волны, приходящие с открытого моря, не успевают расходовать при прохождении над достаточно крутым подводным берего­вым склоном всей своей энергии; доносимая ими до берега неизрасходованная энергия превращается здесь в работу по разрушению берега. Наконец, третий случай — это кон­центрация энергии у мысов в результате реф­ракции у извилистого берега.

Интенсивно разрушаемый волнами берег

Профиль абразионного берега. Выработку профиля абразионного берега можно себе представить в следующем виде [Зенкович. 1946]. Существует какой-то сравнительно крутой береговой склон, подвергающийся

обработке волнами. Сначала вблизи уреза формируется за счет разрушения породы некоторая выемка, которая постепенно углубляется и расширяется. Это так называе­мая волноприбойная ниша. Ниже ее образу­ется слабо наклонная в сторону моря волно­прибойная площадка, выработанная в том же блоке породы, что и волноприбойная ниша. Нависающий над нишей карниз вскор; подвергается обрушению, возникает ответ­ный уступ или обрыв, именуемый клифом. По мере возобновления волноприбойной ниши и новых обрушений карниза клиф прод­вигается в глубь суши. Море наступает на сушу, разрушая ее край, а перед клифом со стороны моря остается как бы след продви­жения клифа в виде все расширяющейся вол­ноприбойной площадки. Поскольку размыв блока породы происходит и под водой, но достигает максимума у береговой черты, про­филь этой абразионной площадки, называе­мой бенчем, приобретает вид выполажива- ющейся в сторону суши выпуклой кривой. Таблица 1

Чем шире становится бенч, тем больше расширяется полоса прибрежного мелко­водья, тем самым абразия мало-помалу сама уничтожает возможность своего дальнейшего развития. По мере расширения бенча расход волновой энергии при прохождении над ним волн возрастает, клиф отступает все медлен­нее, процесс абразии постепенно затухает.

Классификация горных пород по их устой­чивости абразии. Сам ход абразии, разумеет­ся, будет в большой степени зависеть и от сте­пени податливости породы размыву. О. К. Леонтьевым в 1961 г. было предложено раз­делить все породы по степени их сопротивля­емости абразии на пять классов. Ю. Д. Шуйс­ким и Г. А. Симеоновой [1976] были исследо­ваны скорости абразии для каждого из выде­ленных классов. При этом оценивалась как скорость абразии в линейных величинах, так и удельные объемы абразионного смыва. Результаты показаны в табл. 1.

Приведенную классификацию следует дополнить еще несколькими классами. Во-

Классификация горных пород по степени сопротивляемости абразии и скорость абразии [по Шуйскому и Симеоновой. 1976]

Скоростъ абразии, м/год

Литологическая характеристика пород

клиф

бенч

Удельный абразивный смыв, м³/год клиф бенч

I Прочные скальные кристалли- — — — — ческие, прочные метаморфические

и осадочные породы (известняки, граниты и некоторые гнейсы)

II Изверженные метаморфизован- до 0,01 до 0,001 до 1—2? ные, метаморфические, сцемен­тированные осадочные и эффузив­ные породы (гнейсы, серпенти­ниты, сланцы, андезиты, туфо-

базальты и др.)

III Выветрелые, слабопрочные оса- до 0,2 до 0,01 до 15—20? дочные и эффузивные породы,

(сильно выветрелые кристалли­ческие породы, мергели, глинистые и мергелистые извест­няки, аргиллиты, песчаники и туфы)

IV Полускальные и глинистые, до 5—8 до 0,05 до 50—120 до 150—200 некоторые слабо сцементирован­ные осадочные породы (песчаники,

конгломераты, глины, суглинки)

V Рыхлые несцементированные от- до 15—20 до 0,1 до 200 до 250—300 ложения (пески, супеси, слабо

уплотненные суглинки, лёсс, га­лечники, несцементированные гравелиты)

Интенсивно размываемый торфяной берег

первых, классом осадочных несцементиро­ванных пород, представляющих собой смесь относительно мелких фракций и очень гру­бых обломков (например, моренный сугли­нок, материал конусов выноса в горных стра­нах). Выделим их в VI класс. Во-вторых, сле­дует особо выделить хорошо растворяющи­еся породы или породы, сильно обогащенные хорошо растворимыми компонентами. Наи­более типичны здесь химически чистые известняки, галит (каменная соль), гипсы, сильно загипсованные или сильно засоленные глинистые и суглинистые породы. Это будут породы VII класса. И наконец, есть необходи­мость в выделении пород VIII класса — это многолетнемерзлые осадочные породы и лед.

Механизм абразионного воздействия волн и прибоя на слагающие берег породы весьма разнообразен. Заметную роль играет гидрав­лический удар прибоя, но для пород I—IV классов она невелика, так как пределы проч­ности этих пород значительно выше тех дав­лений, которые достигаются при ударе штор­мового прибоя. Так, например, известно, что во время очень сильного шторма в Дьеппе (Франция) гидравлический удар прибоя о клиф составил 6,9 кг/см², тогда как предел прочности в гранитах и известняках в 10—15 раз больше. Значительно эффективнее дей­ствует бомбардировка клифа твердыми частицами — обломками горных пород, а на бенче важную роль играет также истирание его поверхности обломками. Г. А. Сафьяно­вым [1973] была определена толщина слоя породы, отделяемого от поверхности породы при ударе с критической скоростью движения бомбардирующего обломка, — от 0,30 до 0,14 мм и объем удаляемого при этом материала для различных пород — от 0,10 до 0,02 мм³.

Для абразивного воздействия небезраз­лична величина обломков, которыми бомбар­дируются или истираются стенки клифа или поверхности бенча. Гигантские глыбы или валуны не могут эффективно перемещаться, и их абразивное воздействие практически равно нулю. Очень мелкие частицы также не только не производят разрушение, но и сами не окатываются. По этому признаку и можно определить предельные размеры частиц, которые практически не создают абразив­ного эффекта. По расчетам Г. А. Сафьянова, эта величина составляет 0,26—0,56 мм.

Н. В. Есиным и др. [1980] было показано, что в абразионном процессе существенную роль также играет кавитация — явление раз­рыва жидкости в некоторых областях потока, где скорости движения воды достигают мак­симальных критических значений. При раз­рыве в жидкости образуются кавитационные полости в виде пузырей или пузырьков, заполненных парами воды, или воздухом, или растворенными в воде газами. Наиболее обычный случай, когда можно наблюдать кавитацию, — это кипение воды при ее нагре­вании до 100°С. При разрыве кавитационных полостей возникает мощное ударное давле­ние, которое, в частности, прямо зависит от величины радиуса кавитационной полости. В области опрокидывания волны и ее разруше­ния кавитационные явления развиваются наи­более бурно.

Разрушение породы, слагающей клиф, в очень большой мере определяется также мгновенной компрессией и декомпрессией воздуха в микротрещинах в породе. Мощное сжатие воздуха происходит при ударе прибоя о клиф, а декомпрессия — после отката при­бойной волны. А. М. Ждановым [1958] были получены осциллограммы, показывающие характер изменения давлений, возникающих

момент удара прибойного потока в стенку лифа. Выяснилось, что при таком ударе воз­никает мгновенный (длительностью в несколько тысячных долей секунды) пик дав­
ления, в несколько раз превышающий сред­нюю силу гидравлического давления при этом ударе. Этот пик и создает огромную компрес­сию в трещинах, в результате чего происхо­дит расширение трещин, образование новых и разрушение породы.

Пространственная неравномерность абра­зионного процесса. Поскольку, как это пока­зано выше, эффективность абразии в очень большой мере зависит от прочности горных пород, слагающих берег, в одних местах на побережьях Мирового океана, сложенных легко размываемыми породами, профиль берега близок к абразионному профилю рав­новесия, охарактеризованному выше, в дру­гих находится в той или иной степени прибли­жения к нему, а в третьих, там, где берег сло_: жен очень прочными породами, сохраняется тот профиль склона, который существовал до того, как установился современный уровень океана. Например, на Кольском п-ове известны гранитные береговые уступы, до сих пор сохранившие следы ледниковой обра­ботки, т. е. за 10 тыс. лет эти склоны практи­чески не были сколько-нибудь изменены абразией.

Мы уже знаем, что абразии благоприят­ствуют конвергенция ортогоналей плана реф­ракции, достаточно крутой исходный уклон подводного берегового склона, неполная загрузка береговой зоны осадочным материа­лом, который волны должны перерабаты­вать и перемещать.

Формирование валунно- глыбовой отмостки при размыве берега

Ортогонали при рефракции концентриру­ются у мысов, мысы же чаще бывают приглу- быми. Следовательно, в ходе абразионного процесса в первую очередь должны срезаться выступы берега, т. е. происходить выравни­вание берега. Однако и здесь очень важно, какими породами сложен берег.

Таким образом, на участках, сложенных легко размываемыми породами IV и V клас­сов, скорость абразии велика, и преобразова­ние их контура волновыми абразионными процессами может быть весьма значитель­ным. В то же время берега, сложенные гор­ными породами I класса, могут в течение тысячелетий сохранять свои первоначальные очертания.

Высокий денудационный берег. Видны лотки камнепадов, питающих пляж наносообразую- щим материалом

Продукты разрушения горных пород абра­зией. Образующиеся в ходе абразии про­дукты разрушения горных пород, слагающих берег (обломочный материал), могут быть
различного типа. Прежде всего это огромные блоки и глыбы, обрушивающиеся со стенки клифа. Они обычно остаются на месте обру­шения и очень медленно разрушаются уда­рами прибоя. Обломки размерами, соответ­ствующими валунам или гальке (более 10 см и от 1 до 10 см соответственно), в особенности последней, активно участвуют в дальнейшем разрушении берега как материал бомбарди­ровки и сами при этом также дробятся и ока­тываются. При дроблении получаются срав­нительно мелкие обломки, соответствующие по размерам гальке и гравию (1—10 см и 1— 10 мм), а при окатывании и истирании облом­ков или истирании породы в ее коренном залегании, на бенче, — тонкие алевритовые (0,01—0,1 мм) и пелитовые (мельче 0,01 мм) частицы. Между тем известно, что в берего­вой зоне резко преобладают песчаные отло­жения. Ниже будет показано, что источники поступления песка — иные, не связанные в основном с абразией.

По подсчетам, проведенным Г. А. Сафь­яновым, ежегодно в океан поступает около 1 млрд т материала абразионного происхожде­ния. Это во много раз меньше, чем количе­ство материала, поступающего за счет твер­дого стока рек, но по отдельным бассейнам, например по Азовскому морю, абразионный материал, образующийся здесь в основном за счет размыва суглинков и лёссов, обнажа­ющихся в береговых обрывах, играет основ­ную роль в обеспечении береговой зоны обломочным материалом.

Валунно-глыбовые отмостки. Свое­образно протекает абразионный процесс в том случае, если берег сложен горными поро­дами VI класса. Волны и прибойный поток, разрушая клиф, вымывают из этих пород мелкие фракции — песок, алеврит, пелит, а валунно-глыбовый материал остается на месте или испытывает лишь очень ограничен­ные перемещения. В результате на поверхно­сти разрушающейся породы на бенче или у подножия клифа накапливается грубообло- мочный материал, из которого постепенно формируется настоящая броня, защищающая бенч и подножия клифа от дальнейшего раз­мыва. Такие ' накопления, называемые валунно-глыбовой отмосткой, известны на берегах Балтийского [Орвику. 1961], Белого [Медведев. 1959] и некоторых других морей, побережья которых подвергались оледене­нию и характеризуются распространением валунного суглинка — донной морены. На Байкале сходные образования связаны с раз­мывом пролювиальных конусов выноса.

Денудационные берега. Как видно из пред­шествующего описания, абразионный про­цесс сопровождается проявлениями гравита­ционных процессов — обвалов, оползаний, осыпаний. В ряде случаев, в особенности когда береговой уступ очень высок (не­сколько десятков, а то и сотня метров) и сло­жен кристаллическими или другими очень прочными горными породами, гравитацион­ные процессы господствуют над всеми остальными, в том числе и над абразией. Например, на берегах Приморья (Японское море) и Восточной Камчатки на протяжении многих километров над морем высятся стоме­тровые и даже более высокие обрывы, с которых происходит непрерывное осыпание материала, и у подножия такого обрыва обра­зуются многочисленные, иной раз сливающи­еся в единый шлейф, осыпные конусы. Эти осыпи и поставляют основную массу обло­мочного материала в зону прибоя, где он перерабатывается в прибрежно-морские наносы.

Такие берега еще нельзя называть абра­зионными, поскольку их развитие протекает за счет действия субаэральных, денудацион­ных процессов. По существу все берега, не измененные морем, так или иначе подвер­жены воздействию субаэральных денуда­ционных процессов, в связи с чем их целесо­образно называть денудационными. Их можно рассматривать, очевидно, как самую начальную стадию развития морского берега. На более поздних стадиях образуются клифы, а также абразионные останцы — кекуры.

Химическая абразия наиболее распростра­нена на берегах, сложенных известняками. На поверхности известняков возникают раз­личные формы выщелачивания в виде борозд по трещинам или выемок по наиболее подат­ливым участкам породы. Г. А. Сафьянов [1978] полагает, что наиболее реальные зна­чения химической абразии составляют 0,5— 5,0 мм в год. Там, где скорость механической абразии превышает эти величины, сохране­ние форм химической абразии невозможно. Вообще же скорость химической абразии зависит помимо гидродинамического режима от состава пород, слагающих береговой
склон, и от свойств воды в водоеме. По уменьшению степени растворимости наме­чается последовательный ряд горных пород: галит, гипс, известняк, доломит. Чаще всего формы химической абразии развиты на бере­гах, сложенных известняками, что в первую очередь обусловлено широким распростране­нием самих известняков.

Минерализация воды, и прежде всего сте­пень насыщения ее компонентами, входя­щими в состав растворимой породы, опреде­ляет ее химическую агрессивность. Так, при пропускании воды через гипсовый песок со скоростью 1,4 см/с при толщине слоя 9 см она через некоторое время оказывается насы­щенной гипсом на 92% и в дальнейшем уже теряет свою агрессивность по отношению к гипсу.

Морской карст и ниши растворения на полу­острове Истрия

На скорость химической абразии влияет также температура воды, что имеет большое значение в связи с тем, что холодная вода спо­собна растворять большее количество С0₂ и благодаря этому более агрессивна по отноше­нию к известнякам. Однако скорость выще­лачивания карбонатов определяется не только содержанием С0₂ в растворе, но и скоростью реакции образования бикарбона­тов. Так, при повышении температуры на 20° количество растворенной углекислоты сокра­щается вдвое, но скорость реакции образова­ния бикарбоната возрастает вчетверо, что ускоряет в этих условиях химическую абра­зию по сравнению с условиями холодных вод [Сафьянов. 1978].

Согласно тому же автору, химическая абра­зия имеет существенное значение при рассмо­трении динамики берегов искусственных водохранилищ, сооружаемых в условиях зна­чительной засоленности или загипсованности пород, слагающих их берега (например, берега Саратовского и Волгоградского водо­хранилищ).

Подобно тому как при механической абра­зии образуется волноприбойная ниша, благо­даря химической абразии у подножия клифа формируется ниша выщелачивания, иногда гроты, а на стенке клифа — различные микро- и нанноформы типа карров, карровых борозд и т. д.

Химическая абразия обычно комбиниру­ется с механической и, хотя ответственна за образование некоторых специфических форм рельефа, все же не создает особого типа бере­га, а обычно лишь в той или иной степени осложняет морфологию «нормального» абра­зионного или абразионно-денудационного берега.

Термическая абразия и криогенные берега.

Абразионная арка и кекуры — абразионные останцы на берегу полуострова Гамова

Термическая абразия — это процесс разруше­ния берегов, сложенных мерзлыми породами или льдом. Механическое разрушение ледя­ных берегов практически мало осуществимо: предел прочности льда на сжатие составляет 16—62 кг/см², тогда как даже при сильных штормах волновая нагрузка на берегах редко достигает величин 5—10 кг/см². Однако бла­годаря передаче тепла воды льду последний
тает; если лед сковывал рыхлые мерзлые породы, они подвергаются разжижению и солифлюкции. Берег под действием всех этих явлений быстро разрушается.

Дата добавления: 2015-08-28