П.А.Каплин, О. К. Леонтьев, С.А. Лукьянова, Л.Г Никифоров 7 страница

Очень своеобразна геоморфология Грен­ландии. Как известно, более 80% площади острова (1,8 млн км²) занято обширным лед­никовым покровом мощностью до 3000 м, поднимающимся до отметки 3231 м. При­брежная полоса суши (в пределах полосы от 5 до 120 км шир.) почти на всем протяжении побережья свободна ото льда. Она характери­зуется горным гляциальным рельефом с тро- говыми долинами, ледниковыми цирками и карлингами. Во многих местах эта полоса прибрежной суши прорезается долинами выводных ледников, по которым осуществля­ется ледниковый сток в океан. В местах их выхода к морю рождаются айсберги. Лишь кое-где наблюдаются участки холмисто-рав­нинного рельефа, обусловленные локальной ледниковой аккумуляцией.

Если следовать вдоль границы Северного Ледовитого океана далее на восток, то после Гренландии мы встретим следующий круп­ный массив суши — Исландию. Для ее геоло­гического строения наиболее типично повсе­местное распространение платобазальтов и вулканов. Соответственно и главные черты рельефа поверхности этого острова опреде­ляются прежде всего вулканическими фор­
мами — здесь более 30 действующих вулка­нов. Наиболее высокие районы базальтовых плато заняты ледниковыми массивами покровного типа. Через всю Исландию с юго- запада на северо-восток протягивается зона рифтов, известная под названием Большой грабен Исландии. Именно к зоне Большого грабена и приурочено большинство действу­ющих вулканов, а также эпицентров земле­трясений — Исландия высокосейсмична.

—-> — регионов

Регионы: 1-Норвежско- Гренландский

П-Арктический Ill-Канадский

Северный Ледовитый океан и геотектониче­ские структуры, обрамляющие его. Геотек­тонические структуры: 1 — щиты, 2 — докем- брийские платформы, 3 — каледонская склад­чатость, 4 — герцинская складчатость,

5 — молодая (герцинская) платформа,

6 — мезозойская складчатость, 7 — плато- базальты различного возраста, 8 — кайно­зойская складчатость

Вся поверхность Исландии расчленена лед­никовыми долинами, открывающимися к оке­ану. Только на юге простирается обширная равнина моренной и зандровой аккумуляции. Здесь исландия омывается уже водами Атлан­тического океана.

Далее на восток граница Северного Ледо­витого океана идет по подводной возвышен­ности — Фарерско-Исландскому порогу и затем по 61-й параллели — от Шетландских о-вов до пересечения с берегом Норвегии. К северу от этого пересечения окраина Евро­пейского субконтинента представлена поясом структур каледонской складчатости, выра­женным в рельефе в виде Скандинавских гор. Это обширное нагорье, достигающее в южной части высоты 2470 м и на большей части площади характеризующееся разви­тием денудационных плоскогорий — фьель­дов!, вершинные поверхности которых
нередко покрыты «шапками» льда. С фьель­дами резко контрастируют троговые долины, глубоко и густо расчленяющие поверхность страны и выходящие к океану. В прибрежной полосе также широко распространены «ба­раньи лбы» и молодые аккумулятивные лед­никовые формы типа друмлинов, камов, краевых образований. Северная часть побе­режья Скандинавского п-ова представлена низкогорьем Финмарк, основные элементы рельефа здесь также созданы ледниками.

Важная роль в формировании рельефа Скандинавского побережья принадлежит раз- ломной тектонике и молодым вертикальным движениям земной коры. Последние здесь имеют главным образом гляциоизостатиче- ский характер и приводят к неодинаковому поднятию древних береговых линий относи­тельно современного уровня океана. Наибо­лее приподнятые древние береговые линии находятся в северной части Скандинавского п-ова (район Ботнического залива и к северу от него).

Как в пределах Канадского архипелага и Гренландии, так и в Исландии и на Сканди­навском п-ове гляциальное глубокое расчле­нение прибрежной полосы суши в совокупно­сти с послеледниковым повышением уровня Мирового океана обусловили повсеместное распространение фиордового типа расчлене­ния береговой линии. Берега гляциального расчленения свойственны и большей части побережья Кольского п-ова. Здесь вплотную к берегу прилегает приподнятая денудацион­ная равнина, представляющая собой древний пенеплен, отдельные части которого по раз-

Морфотектоническая схема Исландии [Исландия и срединно- океанический хребет. 1977]. 1 —дочетвер- тичные базальты, 2 — четвертичные базальты, 3 — «Большой грабен» — область современного рифто- образования, 4 — голо- ценовые рыхлые отло­жения, 5 — действующие вулканы, 6 — «гъяры» — зияющие тектонические трещины, 7 — эпицент­ры землетрясений (1954—1974 гг.), 6 • 7 8 8 — ледниковые покровы

ломам подняты на различную высоту.

Карельское побережье Белого моря также сложено кристаллическими архейскими поро­дами и глубоко расчленено ледниковыми долинами, однако, поскольку высотные отметки здесь небольшие, гляциальный тип расчленения береговой линии следует скорее отнести не к фиордовому, а к фиардовому, т. е. он сходен с расчленением побережья Финляндии и Швеции. Противоположный бе­рег Белого моря слагают почти горизонталь­но залегающие палеозойские породы осадоч­ного чехла Русской платформы. В рельефе поверхности равнины, спускающейся с юга к Белому морю, наиболее четкими являются следы последнего (валдайского) оледенения, оставившего здесь серию краевых ледниково- аккумулятивных образований, маркирующих до 5—6 стадий отступания ледникового покрова.

1 1' 1 [2 ^ 3 1 [4 *5

С востока и северо-востока к прибрежной ледниково-аккумулятивной низменности, об­разующей побережье Белого моря, примы­кает низкогорная область Тиманского кряжа. Сглаженные холмисто-грядовые формы рельефа, свойственные Тиманскому кряжу, как и северной части п-ова Канин, представ­ляют собой реликты неогеновых поверхно­стей выравнивания, перекрытых в плейсто­цене ледниковыми отложениями. Низмен­ность, лежащая к востоку от Тимана, назы­вается Печорской. Она сложена толщей палеозойских отложений, залегающих на глу­боко погруженном байкальском фундаменте. Коренные отложения почти всюду скрыты под мощной толщей ледниковых отложений,
которые представлены моренами, зандро- выми и озерными отложениями днепровско­го, московского и валдайского оледенений.

Другая группа исследователей считает эти отложения ледниково-морскими и соответ­ственно происхождение рельефа поверхности равнины приписывает ледниково-морскому и ледово-морскому факторам.

Арктика. Щпицберген, внутренняя часть фиорда

Полигональный микро­рельеф поверхности приморской равнины на побережье моря Лаптевых

К востоку от Печорской низменности рас­полагается горный пояс Урала и Новой Зем­ли, соответствующий Уральско-Новоземель- скому орогену. Эта область сильно денудиро- вана и в пределах Северного Урала и Пайхоя подвергалась в плейстоцене горному оледене­нию. Южный о. Новой Земли, как и о. Вай- гач, свободен от ледникового покрова, но повсеместно несет свежие следы оледенения, а на крайнем севере Южного о. имеются небольшие ледниковые шапки и каровые лед­ники. Северный о. покрыт мощным ледни­ком, и только узкая прибрежная полоса суши кими и нижнепалеозойскими породами. Поверхность сильно расчленена, преобладает горно-ледниковый рельеф, значительная пло­щадь (35 тыс. км²) покрыта ледниками. Выводные ледники спускаются к морю и порождают айсберги. Низовья глубоко вре­занных троговых долин подтоплены океаном и превращены в фиорды.

сейчас свободна от ледникового покрова. Мощность ледника на Северном о. достигает 700 м, а площадь оледенения — 20 тыс. км². Поверхность Новой Земли расчленена много­численными ледниковыми долинами, низовья которых подтоплены морем и представляют собой фиорды.

Северные окраины Баренцева моря обра­зуют архипелаги Шпицберген и Земля Франца-Иосифа. Шпицберген — горная стра­на, испытавшая складчатость в нижнем и верхнем палеозое, сложенная докембрийс-

Земля Франца-Иосифа в структурно-геоло­гическом отношении представляет собой поднятие Баренцевоморской платформы, однако строение ее фундамента неизвестно, на поверхность выходят лишь мезозойские (триас — юра) породы, почти всюду перекры­тые базальтами мелового возраста. Благо­даря развитию базальтового покрова все острова имеют рельеф плато, причем выров- ненность рельефа усиливается тем, что 85% площади архипелага покрыто ледниками. Здесь береговая линия образована фиорда­ми и разделяющими их полуостровами.

К востоку от Земли Франца-Иосифа и Новой Земли располагается Карское море. Его южное побережье образует Западно- Сибирская низменность, которая представ­ляет собой молодую платформу, с поверхно­сти сплошь сложенную четвертичными отло­жениями. Северная ее часть — п-ова Ямал и Гыдан — занята морской равниной и соответ­ственно сложена прибрежно-морскими четвертичными отложениями, в том числе большие площади заняты отложениями самой молодой, доголоценовой трансгрессии. Местами морские пески перевеяны и форми­руют эоловый рельеф. Как и на побережье Печорской низменности, здесь сплошная веч­ная мерзлота, выраженная в рельефе различ­ными мерзлотными формами.

Меридиональное тектоническое поднятие Чокурдах — Широкостан — Ляховские острова [по Н. Г. Патык-КараиЛ. А. Воронцовой. 1979]. 1 — Чохчуро-Чокурдахская зона, вовлеченная в воздымание во второй половине среднего плейстоцена; 2 — складчатая система хреб­та Полоусный; 3 — Приморская низменность; 4 — оловоносные узлы; 5 — разломы; 6 — гранитные интрузии

о-

I ²

п*

■

Образующий юго-восточное побережье Карского моря п-ов Таймыр в своей северной части занят нагорьем Бырранга. Горы состоят из хребтов и платообразных масси­вов. Во время среднечетвертичной трансгрес­сии море затопляло периферийную часть гор Бырранга и сформировало здесь ряд террас (до выс. 270 м). Многочисленны следы более поздних оледенений и морских трансгрессий. Повсеместно распространены мерзлотные формы рельефа.

О-ва Северной Земли ограждают Карское море с востока. Они сложены магматически­ми, метаморфическими и осадочными поро­дами докембрийского и нижнепалеозойского возраста. Около половины площади островов покрыто ледяными щитами и куполами. Глу­бокие ледниковые долины расчленяют ту часть островов, которая сейчас свободна от ледникового покрова. Низовья долин подто­плены морем и образуют фиорды. Юго-запад- ное побережье архипелага сложено леднико­выми четвертичными отложениями и низмен­ны. Большую роль в формировании рельефа играют мерзлотные процессы.

Таймыр и Северная Земля образуют запад­ное побережье моря Лаптевых. Его юго- западное побережье — это Северо-Сибирская низменность, в структурно-геологическом отношении относящаяся к депрессионной зоне Сибирской платформы. Здесь развит мощный (до 150 м) покров четвертичных осадков главным образом морского и дельто­вого происхождения. На поверхности низмен­ности широко распространены полигональ­ные образования, булгунняхи, бугры пуче­ния, бесчисленные озера термокарстового происхождения.

Юго-восточное побережье моря Лаптевых, как и побережья Восточно-Сибирского и Чукотского морей, расположено в пре­делах Верхоянско-Чукотской складчатой страны.

Крупнейшая река Якутии — Лена — обра­зует обширную и сложную по строению и происхождению дельту. К востоку от нее, от залива Буор-Хая до устья Колымы, прости­рается огромная Приморская равнина, сло­женная толщей четвертичных отложений, скованных вечной мерзлотой, прорезаемая долинами Яны, Индигирки, Алазеи и Колы­мы, множеством других более мелких рек, испещренная тысячами озер, преимуще­ственно термокарстового генезиса. Между низовьями Колымы и крупнейшим на всем побережье заливом Колючинская губа к морю выходят горы Гыдан, которые вместе с морфоструктурами Чукотки образуют Анюй- ско-Чукотскую горную область. Большие площади здесь занимает денудационно-вулка- нический рельеф. У побережья и в крупных прогибах (например, в Колючинском) распо­лагаются аккумулятивные низменности мор­ского и аллювиального генезиса.

Бол. Невольничье

ГиЛ^^^Л

\ол.Медвеж\,

Готхоб (Нук)}

Схема распределения атмосферного давления над поверхностью Северного Ледовитого океана в зимний период

о Ирландия 4

МОРЕ БОФОРТА

ЧУКОТСКОЕ, МОРЕ

Северный полюс

БАРЕНЦЕВО

Мурманск

'мору

•pfПТЕВЫХ

•Москва

Направление ветра

Климатические и гидрологические условия

Главные климатические и гидрологические особенности прибрежных вод Северного Ледовитого океана и его морей определяются положением в высоких широтах. Оно обу­словливает недостаток солнечного тепла и слабый прогрев поверхностных вод. Относи­тельно теплым является лишь Баренцево море, наиболее холодны Восточно-Сибир­ское море, а также воды, омывающие берега Канадского архипелага и Северной Гренлан­дии.

Арктические моря находятся под воздей­ствием таких барических центров, как Поляр­ный и Сибирский максимумы, Исландский и Алеутский минимумы. В целом это опреде­ляет муссонный тип атмосферной циркуляции над полярными морями [,Добровольский, Залогин. 1982]. Зимой для западных морей и Чукотского моря характерна интенсивная циклоническая циркуляция. Циклоны пере­мещаются в Арктику с Атлантического и Тихого океанов, вызывают сильные ветры и резкие смены погоды. Над Карским морем и морем Лаптевых в это время устанавливается малооблачная антициклональная погода со слабыми ветрами. Антициклональные усло­вия характерны для зимнего времени также в центральной части океана.

Летом климатические различия между морями сглаживаются. Атмосферная цирку­ляция над ними становится менее интенсив­ной [Добровольский, Залогин. 1982]. Отепля­ющими факторами в летний сезон наряду с притоком солнечного тепла служат поступле­ние в полярную зону воздуха умеренных широт и теплых вод Северо-Атлантического течения (оно происходит круглосуточно, но из-за отсутствия на больших пространствах ледового покрова летом существуют более благоприятные условия для нагрева прилега­ющих слоев атмосферы), а также поступле­ние речных вод.

Главной особенностью радиационного режима арктической зоны является то, что в течение полярной ночи поступления сол­нечной радиации не происходит, вследствие чего здесь в течение 50—150 суток происхо­дит непрерывное выхолаживание подстила­ющей поверхности. Летом же вследствие дли­тельности полярного дня, несмотря на небольшую высоту Солнца, количество теп-

Невольничье

Готхоб (Нук)"

Направление резуль­тирующего ветра в наименее ледовитый месяц — сентябрь [Атлас океанов. 1980]

ЧУКОТСКОМУ

мор\ J

БАРЕНЦЕВО

Мурманск

'море

У^АПГЕВЫХ

Изобары В-Центр области высокого давления

Давление в миллибарах Н-Центр области низкого давления

менее 1000 1005 1010 1015 1020 1025 более

л а, поступающего за счет солнечной радиа­ции, довольно велико. Весьма значительное количество приходящей радиации теряется за счет облачности и отражения от подстила­ющей поверхности. В результате радиацион­ный баланс в Арктике большую часть года отрицателен. Годовая величина радиацион­ного баланса на берегах и островах положи­тельна и составляет от 2 до 12—15 ккал/см, а в центральных районах океана отрицательна и составляет около 3 ккал/см.

На климат конкретных районов огромное влияние оказывают распределение суши и моря, орографические условия и многие дру­гие физико-географические особенности [Со­ветская Арктика. 1970].

Важнейшим фактором, определяющим как климат, так и гидродинамическую обстановку в прибрежных водах Арктики, является боль­шой речной сток. Он особенно велик в морях Сибирской Арктики — сюда ежегодно посту­пает более 2300 км пресной воды. Вледствие меньшей плотности речная вода растекается по поверхности холодных морских вод и про­слеживается на большом расстоянии от реч­ных устьев.

Одновременно в Северный Ледовитый океан поступают огромные массы атланти­ческой относительно теплой и соленой воды.

Эта вода господствует в Баренцевом море и в виде глубокой (на глубине 200—400 м) про­слойки проникает в моря Карское, Лаптевых и даже в Чукотское. Тихоокеанская, также относительно теплая и соленая, вода хорошо прослеживается в нижних горизонтах гидро­логического разреза Чукотского и частично Восточно-Сибирского морей.

Ледовитость Арктики имеет огромное зна­чение для гидродинамики прибрежных вод — главного фактора, определяющего развитие морских берегов. Льды круглогодично при­сутствуют во всех арктических морях. В цент­ральных районах океана паковые льды сплошным покровом распространены и в лет­нее время. Шельфовые моря летом в значи­тельной степени освобождаются ото льда, но даже в это время функционируют отроги оке­анических ледяных массивов, близко подсту­пающих к берегу и нередко создающих весьма опасную ситуацию для мореплавания. В Карском море летом сохраняется местный массив дрейфующих льдов, другой такой локальный массив существует к югу от о. Врангеля. Береговой припай исчезает у берегов летом, но на некотором расстоянии от берега возникают локальные массивы при­пайных льдов — это Североземельский, Янский и Новосибирский массивы.

Невольничье

;ол. Мелеем* oaepo£Jct~

Готхоб (НукЯ

ЧУКОТСКОЕ^

,о В^И\Т ы

Северный полюс^"

БАРЕНЦЕВО

Мурманск

-р1//Г£ВЫ]с1Г,

'море

Ледяные массивы и их отроги в Северном Ледовитом океане. Ледяные массивы: I — западный, его отроги: 1 — Гренланд­ский, 2 — Шпицберген­ский, 3 — Северо- Карский, 4 — Таймыр­ский; II — восточный, его отроги: 5 — Айон- ский, 6 — Северо- Чукотский, 7 — Бофор- товский. Локальные массивы дрейфующих льдов: А — Новоземель- ский, Б — Врангелев- ский. Локальные мас­сивы дрейфующих припайных льдов: а — Североземельский, б — Янский, в — Новосибирский [по В. П. Купецкому. 1970; по А. Д. Добро­вольскому и Б. С. Зало- гину. 1982]

1осква

Границы и индексы

г ледяных массивов

локальных массивов дрейфующих припайных льдов

отрогов ледяных массивов ■ зон

1-7

—д-g — локальных массивов дрейфующих льдов а б в

| Ледяные массивы Зоны

повышенной трещиноватости высокоширотных эпизодических разводий Локальные массивы дрейфующих льдов

Локальные массивы дрейфующих припайных льдов

Береговой припай в зимнее время особенно обширен в морях Лаптевых и в Восточно- Сибирском, где его ширина измеряется мно­гими сотнями километров.

Большой ледовитостью отличаются аква­тории Канадского региона. В проливах дрей­фующие льды остаются в течение круглого года, море Баффина частично (в восточной части) освобождается от плавучих льдов только в августе, а в октябре вновь стано­вится ледовитым. Гудзонов залив свободен ото льда в течение сентября — октября. Мощ­ный береговой припай в течение всего года сохраняется у северного побережья Гренлан­дии и у берегов и в проливах архипелага Ели­заветы [Атлас океанов... 1980].

Из вышесказанного нетрудно убедиться, что ледовые условия в арктических морях крайне неблагоприятны для развития волно­вых процессов. Ведь величина морских волн и их энергетическое воздействие зависят не только от скорости ветра (они в Арктике достигают очень больших значений), но и от длины разгона, т. е. от длины пути ветра над водной поверхностью. Развитие ледяного покрова и дрейфующих льдов сильно ограни­чивает длину разгона во всех арктических морях, за исключением Баренцева, а в летнее время также и Белого.

В Баренцевом море большие акватории даже зимой свободны ото льда, а именно в зимнее время здесь особенно часты и сильны штормы, особенно при устойчивых западных и юго-западных ветрах, скорость которых может значительно превышать 25 м/с, а про­должительность не менее 18 час. В открытом море при такой ветровой обстановке возни­кают волны высотой до 10—11 м. В прибреж­ной полосе Баренцева моря штормовая волна 5—7 м высотой наиболее часто возникает во
время продолжительных северных и северо­западных ветров со скоростью 20—30 м/с. Начиная с апреля интенсивность волнения заметно снижается, а летом повторяемость волнений с высотой волн 5—6 м уменьшается до 1—3%. Сильные штормовые волнения характерны также для Белого моря, главным образом в осеннее время, при западных и северо-западных ветрах.

В морях Карском, Лаптевых, Восточно- Сибирском, Чукотском, Бофорта, в Гудзоно- вом заливе, Канадских проливах, в море Баф- фина зимой устанавливается сплошной ледо­вый покров. Следовательно, здесь волновые процессы возможны только летом, частично осенью. В Карском море повторяемость волн высотой 3—4 м летом составляет 8—10%, осенью — 12—15%. Наиболее часты волне­ния от северо-востока, а у берегов Ямала — от северо-запада и запада. Наибольшая повторяемость волн, имеющих высоту 1,5— 2,0 м.

. В море Лаптевых длина разгона в свобод­ный ото льдов сезон года изменяется от 90 км в июле до 600 км в октябре. Волна высотой более 3 м здесь случается именно осенью, при максимальной длине разгона. Очень сильное волнение (высота волн до 4—5 м) бывает при штормовых северо-восточных ветрах у Тай­мырского побережья, главным образом в сен­тябре. В Восточно-Сибирском море, более ледовитом, длина разгона при наиболее зна­чительных по скорости северо-восточных ветрах невелика и высота волн никогда не бывает при таком направлении ветра более 2—2,5 м. При северо-западных ветрах в очень редких случаях высота волн может достигать 4 м, в особенности к северу от Новосибирских о-вов. В Чукотском море из-за малой ширины акватории, свободной ото льда, в июле — августе волнение слабое, но осенью, в сентя­бре, здесь разыгрываются жестокие штормы с высотой волны до 7 м. В южной части моря мощные волнения могут случаться и в октя­бре. Наиболее «волнеопасными» для Чукот­ского моря являются северо-западные, северо-восточные и северные ветры [Совет­ская Арктика. 1970].

В Канадском регионе значительные волне­ния в летнее время отмечаются в море Баф- фина, где они связаны со штормовыми юго- восточными ветрами, скорость которых достигает 25—35 м/с, в Гудзоновом заливе. В

Норвежско-Гренландском регионе в течение всего года возможны штормовые волнения, связанные зимой с западными и северо-запад­ными, а летом — с северными и северо-вос­точными ветрами. В южной части Норвеж­ского моря высота волн при этом может достигать 10—12 м [Атлас океанов... 1980].

Большая высота сизигийного прилива характерна для Норвежско-Гренландского региона (1—2 м), южной части Баренцева моря (до 2 м) и в особенности для Белого моря, где она достигает максимальной вели­чины в Мезенской губе — 10 м. Далее на вос­ток высота прилива быстро убывает, вдоль большей части Сибирского и Канадского побережий она меньше 0,5 м, но в море Баф- фина — уже 3—5 м, в Гудзоновом заливе — от 0,5 м на восточном до 4,5 м на западном бере­гу. Наибольшая высота прилива в арктичес­ких водах отмечена на южном побережье Баффиновой Земли (11—12 м).

На большей части протяжения берегов Северного Ледовитого океана сгонно-нагон- ные колебания уровня моря более значитель­ны, чем приливо-отливные. Исключение составляют только Белое и Баренцево моря, а также отдельные заливы в пределах Канад­ского региона. Самые большие сгоны и наго­ны, превосходящие по размаху 2 м, отмечены на берегах морей Восточно-Сибирского и Лаптевых. В восточной части моря Лаптевых, например в Ванькиной губе, максимальная высота нагона достигает 6 м [Совершаев. 1980].

Источники поступления осадочного материала в береговую зону

Одним из важнейших условий динамики мор­ских берегов является поступление осадоч­ного материала в береговую зону, поскольку из этого материала формируются наносы волнового поля. При огромном жидком стоке рек, впадающих в Северный Ледовитый оке­ан, их мутность очень невелика. Суммарный сток 11 крупнейших рек, впадающих в Север­ный Ледовитый океан, составляет около 100 млн т/год, т. е. в 5 раз меньше, чем твердый сток Миссисипи, и примерно столько же, сколько сбрасывает Шатт-эль-Араб в Пер­сидский залив [Лисицын. 1974].

O.K. Леонтьевым [1984] сделана приблизи­тельная оценка количества осадочного мате­риала, поступающего в течение года в Север­ный Ледовитый океан. Это: материал, обра­зующийся за счет термической абразии бере­гов и подводного берегового склона, — около 1 млрд т, твердый сток рек — 200 млн т, ледо­вый принос — 180 млн т, путем обмена взве­сями с другими океанами — 50 млн т, биоген­ный материал — 40 млн т. В сумме это состав­ляет около 1 470 млн т. По А. П. Лисицыну

[1974], около 90% всего осадочного материа­ла, поступающего в океан, остается на подводных окраинах материка, в данном слу­чае, таким образом, это составит 1 300 млн т. Какую-то сравнительно небольшую долю от этой величины образуют наносы волнового поля. В целом можно считать, что по сравне­нию с берегами других океанов берега Север­ного Ледовитого океана менее благоприятны для развития аккумулятивных процессов как вследствие сравнительно слабого поступле­ния крупных наносов в береговую зону, так и из-за большого распространения берегов с сильно расчлененной береговой линией, сло­женных трудноразмываемыми кристалличес­кими и метаморфическими горными порода­ми. В связи с широким распространением веч­ной мерзлоты следует также ожидать значи­тельного развития на берегах Северного Ледовитого океана термоабразионных про­цессов.

Некоторые экономико-географические сведения о побережье Северного Ледовитого океана

Берега Северного Ледовитого океана в отно­шении хозяйственного развития сильно усту­пают берегам остальных океанов. Однако за последние несколько десятилетий роль Северного Ледовитого океана и, следователь­но, его берегов в мировой экономике суще­ственно возросла, поскольку нарастает значе­ние арктических побережий и шельфа как источника разнообразных минеральных ресурсов. Особенно велики перспективы нефтегазоносности прибрежных территорий и поверхности шельфа.

Общая экономико-географическая харак­теристика. Наиболее полное освещение эко­номической географии арктических побере­жий можно найти в книгах С. В. Славина

[1975] и «Северный Ледовитый и Южный оке­аны» [1985]. Нижеследующие материалы, включая и цифровой материал, даются в основном по последнему источнику.

Суровые природные условия и короткий срок интенсивного освоения берегов Север­ного Ледовитого океана обусловили слабую выраженность пространственной структуры их экономики. Сказанное в особенности отно­сится к американскому сектору Арктики и к Гренландии. В отличие от этих регионов побережье Норвегии представляет собой высокоразвитый прибрежный экономиче­ский район, характеризующийся сочетанием рыбопромышленного хозяйства, горнодобы­вающей, химической и лесохимической про­мышленности, прибрежным транспортом со сложным и многообразным портовым хозяй­ством, многочисленными городами. Побе­режье Исландии вследствие малой населенно­сти этой страны слабо обжито, и основой хозяйственной деятельности здесь является почти исключительно рыболовство и свя­занные с ним отрасли (обработка, экспорт рыбы), крупные населенные пункты отсут­ствуют. Берега Шпицбергена по своей эконо­мической характеристике по существу не отличаются от берегов Гренландии.

Дата добавления: 2015-08-28