П.А.Каплин, О. К. Леонтьев, С.А. Лукьянова, Л.Г Никифоров 18 страница

В течение большей части 60—70-х годов у наиболее известного американского курорта Майами-Бич практически не было пляжа [Pil- key, Howard et al. 1981]. Построенные ранее для защиты отелей от волн буны и особенно
морские стенки привели к разрушению перво­начальной пляжевой полосы. Засыпка более 20 км искусственного пляжа стоила 64 млн долл.

Берега Мексиканского залива

Мексиканский залив почти на всем протяже­нии окаймлен низкими аккумулятивными берегами. Уровень волновой энергии здесь заметно ниже, чем вдоль океанского побе­режья, в связи с относительно малыми разго­нами западных волнений и наличием барьера — п-ова Флорида — на пути преобладающих восточных ветров. Однако сюда свободно проникают частые ураганы, от которых в особенности страдает северное побережье залива. С одним из самых мощных в нашем столетии ураганов связана гибель в 1900 г. в Галвестоне (штат Техас) 6 тыс. человек [Do­lan et al. 1980]. Наиболее разрушительный ураган Фредерик (сентябрь 1979 г.), обрушив­шийся на побережье близ Мобила (штат Ала­бама), нанес ущерб в сотни миллионов долла­ров.

В целом в пределах Мексиканского залива преобладает береговой размыв, и лишь огра­ниченные участки испытывают выдвижение берега, причем в ряде мест оно прямо или косвенно связано с человеческой деятельно­стью [Bird. 1976].

Основное хозяйственное освоение приуро­чено к центральному и северо-западному побережьям Мексиканского залива, что свя­

зано с большим нефтегазоносным потенциа­лом этих районов. Интенсивная нефтедобыча определила развитие крупных промышлен­ных центров, располагающихся в полосе между Хьюстоном и Новым Орлеаном. В этой полосе сосредоточен комплекс энер­гоемких производств — нефтехимия, черная и цветная металлургия, машиностроение и др. [Экономическая география... 1979].

Майами-Бич (США). Низкий песчаный берег с отелями-гигантами огражден частой «гре­бенкой» бун, которые, однако, удерживают лишь весьма маломощ­ный пляж

Мангровые островки, «расцвеченные» птицами, у юго-западного побе­режья полуострова Флорида (национальный парк Эвергл-Эйдс)

Берег от Флоридского залива до м. Романо. Флоридский залив, располагающийся у южной оконечности Флориды, занимает пло­щадь 1550 км² [EnoSy Perkins. 1979]. Он запол­
нен многочисленными известково-глини- стыми банками и островками, часто осыха- ющими при отливе и разделяющими залив на ряд впадин. Величина прилива здесь 0,15—0,6 м, большое значение имеют нагонные коле­бания уровня залива. Несмотря на непрерыв­ный и длительный подъем уровня моря, берег Южной Флориды продвинулся в сторону залива на 8 м. Это произошло за счет актив­ного накопления торфов и морских известко- вистых глин. Отмечается также постепенное разрастание островков во Флоридском зали­ве, причем предполагается, что эта тенденция сохранится и в будущем (независимо даже от поведения уровня моря), что приведет в коне­чном счете к осыханию залива и превраще­нию его в прибрежную равнину с внутрен­ними мангровыми болотами и пресновод­ными бассейнами, аналогичную современной юго-западной части Флориды.

Юго-западные берега Флориды, располага­ющиеся в области быстрого тектонического опускания, — низкие, заболоченные, окайм­лены широкими осушками, заселенными мангровой растительностью. Русла многочи­сленных небольших водотоков обусловли­вают сильное расчленение всей прибрежной территории и ее сложный внешний контур, вдоль которого протягивается комплекс больших и мелких островков — эрозионных останцов, покрытых манграми.

Лишь на единичных участках берег имеет небольшой пёсчано-ракушечный пляж. Такой пляж сформировался, например, у м. Кейп-Сейбл, где отмечается подъем кров­ли коренного цоколя, сложенного здесь довольно прочными оолитовыми известняка­ми.

От м. Романо до о-вов Анклот-Кис. Круп­ный выступ суши в средней части Флориды, сложенный прочными кайнозойскими извест­няками, является наиболее высоким в преде­лах западного побережья этого полуострова. Он рассечен несколькими обширными эстуа­риями (заливы Тампа, Шарлотт-Харбор и др.) и окаймлен цепочкой песчано-ракушечных островных баров. Берега заливов и лагунная сторона островов почти на всем их протяже­нии покрыты мангровыми зарослями, хотя севернее залива Тампа они значительно раз­режены из-за более холодных климатических условий [Shepard, Wattless. 1971]. Островные бары, сопровождающие это побережье, обычно невелики по размерам, разделены сравнительно широкими протоками.

В настоящее время наносов в береговой зоне явно недостаточно. Дефицит наносов особенно ощущается в береговой зоне север­ной части района. Однонаправленного потока наносов не существует. Отмечаются неболь­шие подвижки материала в обе стороны (в зависимости от направления волнения), что отражается, например, в росте кос с обеих сторон входа в залив Тампа.

Система барьерных островов в районе залива Мобил (Мексиканский залив). Слева внизу вид­на часть барьерных островов Шанделур, окайм­ляющих древнюю (погруженную) дельту Мисси­сипи. Снимок с ИСЗ «Ландсат».

Изменение профиля берега после урагана «Элоиза» (сентябрь 1975 г.) на участке Панама-Сити — Дестин [Walton. 1978]

Дефицит наносов в береговой зоне способ­ствует размыву барьерных островов, осо­бенно на самом выпуклом участке побережья по обе стороны от устья залива Тампа. За период с 1957 по 1973 г. скорость отступания берега на 24-километровом участке близ залива Сарасота составила 0,6 м/год [Bird.

1976]. Прирост берега отмечается лишь на весьма ограниченных участках, например после шторма за небольшой прибрежной отмелью на о. Лакоста.

От о-вов Анклот-Кис до устья р. Оклоко- ни протягивается низкий маршевый берег, дренированный многочисленными мелкими водотоками с подтопленными устьями. Марши простираются в глубь суши на рассто­яние 1,8—18 км [Shepard, Wanless. 1971]. Со стороны Мексиканского залива к берегу подходит плоская, со слабыми уклонами поверхность подводного берегового склона, в которую местами врезаны затопленные участки речных долин — продолжение рек Гомосасса, Фенхоллоуэй и др.

Современные водотоки выносят мало оса­дочного материала. Недостаток песка огра­ничивает образование пляжей, которые имеют здесь локальное развитие (например, южнее залива Дедмен). В целом для района характерно чередование участков медлен­ного наращивания берега, которые быстро осваиваются растительностью, и участков слабого размыва, в основном во время урага­нов [Bird. 1976].

От устья р. Оклокони до дельты Миссиси­пи. У залива Апалачи генеральная ориенти­ровка береговой линии резко меняется от суб­меридиональной (характерной для западного побережья п-ова Флорида) к общей широт­ной, которая сохраняется вплоть до дельты р. Миссисипи. Весь этот отрезок побережья испытывает медленное относительное опус­кание, морфологическим свидетельством которого являются обширные эстуарии в устьях рек Оклокони, Чоктохатчи, Эскамбия, Йеллоуривер, Тенсо, Мобил и др. Эстуарии постепенно заполняются аллювиальными осадками, а в их вершинах активно развива­ются речные дельты. В заливе Мобил общая дельта рек Тенсо и Мобил выдвинулась за период 1890—1960 гг. в среднем на 3,2 км [Там же. 1976]. Аналогичный процесс характерен и для других эстуариев.

Весь этот отрезок побережья сопрово­ждается цепочкой песчаных островных баров. Ее крайним восточным элемецтом является о. Дог, к востоку от которого четко прослеживается подводное продолжение бара в виде обширной песчаной отмели длиной 1,8 км [Shepard, Wanless. 1971]. Западным окон­чанием этой цепочки служит о. Кэт, име­ющий своеобразную форму морского якоря.

В расположении островных баров этого побережья отмечается определенная законо­мерность. В средней части района (между заливами Сент-Джозеф и Мобил) длинные (о. Санта-Роза — до 90 км) и узкие (0,9—1,8 км) острова тесно «прижаты» к материковой суше. Отчленяемые ими лагуны имеют срав­нимую с островами ширину, а местами почти полностью исчезают под надвинувшимся баром, проявляясь в рельефе лишь в виде мелких разрозненных озер. На небольшом участке между протокой Филиппе и Мирамар- Бич бар, по-видимому, вплотную подошел к краю суши и был впоследствии размыт волна­ми, так что в настоящее время абразии здесь подвергается уступ (высота 6—15 м) в доголо- ценовых песках [Bird. 1976]. По краям барь­ерной цепи острова отстоят от суши на рас­стояние от 7 км на востоке побережья до 18 км на западе. Значительное сокращение ширины шельфа на среднем участке способ­ствует развитию мощных волн, которые обеспечивают здесь быстрое отступание барьера.

Большую роль в динамике островов играют ураганы. В сентябре 1975 г. ураган «Элоиза», обрушившийся на берег западнее города Панама-Сити, вызвал здесь размыв и отступа­ние гряды дюн (первоначальная выс. — 4,5— 6 м) более чем на 22,5 м [Walton. 1978], что привело к резкому изменению профиля бере­га. В августе 1969 г. над западным районом побережья (близ городов Билокси и Галф- порт) прошел один из наиболее сильных ура­ганов — «Камилла», который сопровождался нагоном воды высотой до 9 м и ветром со ско­ростью более 360 км/ч [Shepard, Wanless. 1971]. Ураган вызвал значительный размыв островных баров. Огромные объемы песча­ного материала были оттянуты на подводный склон. Восточный конец о. Шип был полно­стью уничтожен волнами, а оставшаяся часть была заметно снижена за счет перехлестыва­ния волн через остров.

Процессы размыва характерны также для о-вов Сент-Винсент, Дофин, Сент-Джордж, Дог, для мысов Сан-Блас, Сент-Джордж и др., где скорости отступания берега дости­гают 1,0—11,2 м/год [Bird. 1976]. О. Сент- Винсент состоит из нескольких срезающих друг друга серий параллельных береговых валов, которые свидетельствуют о неодно­
кратной смене за последние 2—3 столетия процессов размыва и аккумуляции на этом участке [Shepard, Wanless. 1971; Bird. 1976].

Аккумуляция наносов менее широко пред­ставлена на этом побережье и характерна в основном для заливов и лагунных акваторий, где местами развиваются косы азовского типа. Отмечается также наращивание в сред­нем на 60 м за последнее столетие восточной части острова между заливами Пердидо и Пенсакола в результате искусственной подпитки за счет материала вычерпывания входных фарватеров обоих заливов. В це­лом преобладающее перемещение наносов направлено с востока на запад под влиянием господствующих восточных ветров и волне­ний, что находит морфологическое выраже­ние в преимущественном росте аккумулятив­ных форм к западу, например у мысов Лайт- хаус, Сан-Блас, в устье заливов Пенсакола, Мобил и др. Однако проявляются и значи­тельные подвижки материала в противопо­ложную сторону, о чем свидетельствует рост кос с обеих сторон устьевых частей заливов.

Дельта Миссисипи и берег до залива Галве­стон. Дельтовая равнина Миссисипи отно­сится к величайшим аллювиальным образова­ниям мира. Общая ее площадь около 32 тыс. км². По своему типу она относится к лопаст­ным дельтам и характеризуется чрезвычайно неровным морским краем. Изрезанность вне­шнего контура дельтовой равнины обуслов­лена активным ростом приустьевых кос вдоль небольших речных рукавов и образованием мелководных заливов между ними, которые быстро заполняются маршами. Поверхность дельты представляет собой низменную забо­лоченную равнину со сложной системой реч­ных проток и мощными (высота до 10 м) при­русловыми валами.

Обширная дельта Миссисипи сформирова­лась за счет неоднократного наложения древ­них дельт, что привело к аккумуляции здесь тонких осадков огромной мощности. Нако­плению осадков способствовало прогибание этого района, обусловленное как тектоничес­кими, так и гравитационными причинами. Река выносит более 75% ила и глины и около 25% очень тонких песков [Fisk. 1956], а эти осадки обладают высоким потенциалом уплотнения под нагрузкой вышележащей и быстро растущей толщи речных выносов [Клиге и др. 1978]. Наибольшие скорости осе­дания для района дельты Миссисипи дости­гают 1,5—4,3 см/год. Чем дальше от дельты, тем меньше темпы накопления наносов и ниже скорость их уплотнения и оседания [Swanson, Thurlow. 1973].

Для всего четвертичного периода была характерна неоднократная смена направле­ния основного стока р. Миссисипи и форми­рование генераций дельты, частично пере­крывающих друг друга. Только в голоцено- вое время река 5 раз меняла направление своего стока, оказывая существенное влияние на распределение осадков вдоль соседних участков побережья юго-западной Луизианы.

Низменная равнина юго-западной Луизианы протягивается вдоль побережья Мексиканского залива от дельты Миссисипи на расстояние до 250 км. Характерными фор­мами ее рельефа являются обширные низкие болотистые участки — марши и чередующи­еся с ними узкие реликтовые береговые валы, получившие местное название «чениер» ^v(ot французского слова «chene», означающего «дуб», что соответствует основной раститель­ности на валах), в связи с чем и сама равнина именуется «чениер-плен» [Леонтьев, Лукь­янова. 1968].

Чениер-плен юго-западной Луизианы [Gould, McFarlan. 1959]

Большинство чениеров расположено в южной половине равнины. Они представляют собой длинные гребни относительной высо­той от нескольких десятков сантиметров до 3—4 м и шириной от 30 до 150 м. Они сло­жены в основном средне- и мелкозернистыми песками и ракушей. Чениер-плен имеет голо- ценовый возраст и тесно связана с эволюцией дельты р. Миссисипи. Во время обильного поступления аллювиальных осадков побе­режье чениер-плена быстро наращивалось посредством образования илистых осушек и в ходе их дальнейшего развития — формирова­ния маршей. При сокращении подачи аллю­вия происходила волцовая переработка ранее отложившегося материала, отмывание песча­ной фракции и выбрасывание прибоем песка и ракуши со дна на пляж. Самые древние чениеры имеют возраст 3—2,5 тыс. лет, т. е. их образование началось вслед за установле­нием современного уровня моря [Gould, Мс- Farlan. 1959].

По мере развития современной дельты р. Миссисипи, которая оформилась примерно 450 лет назад, дефицит наносов в береговой зоне чениер-плена все более усиливался. Сов­ременная дельта сильно выдвинута к вне­шнему краю шельфа, в результате чего основная масса выносимого рекой материала выбрасывается на большие глубины.

В центральной части чениер-плена отступа­ние берега, которое началось около 500 лет назад, все еще продолжается. Американские исследователи [Gould, McFarlan. 1959; Ber­nard, Leblanc. 1965] указывают, что за последние 100 лет эта область отступила под действием волн на расстояние более 240 м. Напротив, в районе м. Малберри и вдоль побережья залива Вермилион в наше время происходит интенсивное образование марше­вых осушек со скоростью около 18 м/год. С 1927 по 1951 г. берег продвинулся в сторону моря на 450 м. Это быстрое наращивание берега связано с активизацией деятельности р. Атчафалайи, которая в настоящее время выносит в море около 30% от общего твер­дого стока р. Миссисипи и впадает в одно­именный залив близ восточной границы чениер-плена. Увеличение стока реки и зна­чительное заполнение промежуточных озер привели к формированию новой генерации дельты. К 1976 г. было образовано около 32,5 км² новой суши (скорость прироста составила 6,5 км²/год). Рост новой дельты прекратил отступание берега и вызвал наращивание соседних участков на расстоянии до 97 км к западу.

На промежуточном участке между совре­менной «птичьей лапой» и заливом Атчафа- лайа морской край дельтовой равнины р. Миссисипи во многих местах размывается, прибрежные острова-бары под натиском волн отступают со скоростью 5—20 м/год. Чтобы прекратить непрерывную миграцию в сто­рону берега о. Восточный Тимбалир, кото­рый закрывает от воздействия волн располо­женные за ним нефтедобывающие установки, нефтяные компании попытались в 60-х годах стабилизировать восточную часть острова путем возведения волноотбойной стенки [Pil­key, Howard etal. 1981]. Эта половина острова была, таким образом, зафиксирована, тогда как его западная половина продолжала отсту­пать в условиях быстрого сокращения посту­пления осадочного материала. В результате произошло разделение острова на две поло­вины широкой и глубокой протокой и сниже­ние его защитного действия.

Южная Луизиана имеет свыше 3,2 млн га влажных равнин (в основном марши и заболо­ченные области), которые интенсивно ис­пользуются для сельскохозяйственного про­изводства [Devis, Detro. 1980]. Поэтому здесь издавна стояла проблема осушения этой постоянно опускающейся территории. Скоро­сти опускания достигли 21,3—45,7 см в столе­тие, в среднем 10,9 см/100 лет [Там же. 1980], а по некоторым данным, еще больше. Так, на южном побережье оз. Кал кашу скорость относительного опускания берега по футш- точным данным достигала 1,20 см/год с 1954 г. и 1,26 см/год после 1963 г. [De Laune et al. 1983]. При этом средняя скорость нарастания маршей в этом районе равнялась в 1954—1963 гг. 1,02 см/год, а в 1963—1977 гг. — 0,67 см/год. Все эти факторы приводят к значи­тельному затоплению низких влажных уча­стков.

Проблема затопления территории стоит перед г. Новый Орлеан, некоторые участки которого (более 285 км²) располагаются ниже уровня моря и окружены оградительными дамбами высотой до 7,6 м над ур. м. [Devis, Detro. 1980].

брежная равнина имеет лестницу широких морских террас и полого наклонена в сторону Мексиканского залива. Она расчленена гус­той сетью больших и малых рек, особенно на севере района, в условиях гумидного климата, где ежегодное количество осадков достигает 1125—1250 мм [Le Blanc, Hodgson. 1959]. К югу климат становится суше (количество атмосферных осадков около 625 мм/год), что выражается в заметном сокращении речного стока и растительного покрова на песчаных дюнах.

Послеледниковый подъем уровня моря вызвал здесь подтопление речных устьев с

От залива Галвестон до устья р. Ту спаи протягивается выровненный аккумулятив­ный берег с серией барьерных островов. При- образованием крупных эстуариев. Некото­рые реки (Рио-Гранде, Бразос, Колорадо) заполнили наносами свои эстуарии и выдвину­лись непосредственно к Мексиканскому зали­ву. Остальные эстуарии все еще находятся в стадии заполнения осадками.

Большой Нью-Орлеан- ский мост (открыт в 1958 г.) соединяет центр города с его пригородом Олжирс. Оба лежат ниже уровня воды в реке Миссисипи и защищены дамбами и прирусловыми валами

Позднеплейстоценовый рельеф ~~] дельтовые равнины

отмершие лагуны

~j реликты древнего барь­

ерного комплекса

аллювиально-дельтовая равнина и береговые марши

Строение берега у залива Сан-Антонио [Le Blanc, Hodgson. 1959]

Кроме заливов эстуарного типа на побе­режье широко развиты лагуны, отделенные
от моря песчаными барами. Последние по своему генезису и возрасту аналогичны барам Атлантического побережья США, но отлича­ются от них большей стабильностью и моно­литностью. Они имеют длину от 30 до 200 и более км и поднимаются на 15 м над ур. м. О. Падре и практически связанный с ним о. Мустанг имеют общую длину 234 км и вме­сте образуют один из величайших барьерных комплексов мира [Shepard, Wanless. 1971].

Почти вдоль всего побережья Техаса за современной лагуной прослеживаются реликты позднеплейстоценового барьерного комплекса. В районе залива Сан-Антонио этот барьер достигает высоты 9 м над ур. м. и с тыловой стороны окаймлен заполненной осадками депрессией — бывшей лагуной [Le Blanc, Hodgson. 1959]. Таким образом, про­цесс формирования барьерных островов и на этом побережье повторялся во времени.

Основным фактором, развития береговой зоны района является волнение. Волны имеют короткий период (5—7 с) и высоту до 1,5 м [Lankford. 1976]. Большую роль в дина­мике берега играют ураганы, вызывающие быстрое разрушение берега. В 1961 г. во время урагана «Карла» берег п-ова Мата- горда отступил сразу на 250 м, хотя впослед­ствии большая часть этих потерь была вос­становлена обычным волнением [Bird. 1976]. Вдоль Техасского побережья наносы дви­жутся к северу, а вдоль Мексиканского — к югу, хотя имеются подвижки наносов и про­тивоположных направлений. Объем вдольбе­регового перемещения наносов у побережья Техаса примерно 15—300 тыс. м³ / год [Mor­ton. 1979].

На развитии береговой зоны сказалось также зарегулирование крупных рек, выно­сивших ранее терригенный материал непо­средственно к Мексиканскому заливу. С. С. Мэтьюсон и Л. Л. Минтер [Morton. 1979] подсчитали, что р. Бразос после сооружения плотин в ее долине выносит в береговую зону около 860 тыс. м³ песчаного материала в год, что составляет всего 30% от объема ее преж­них выносов. Именно с сокращением твер­дого стока реки увязывается недавнее увели­чение размыва берега в окрестностях ее дель­ты. Известно также снижение твердых выно­сов р. Рио-Гранде более чем на 80% после сооружения в 1955 г. мощной плотины Фал- кон.

Для побережья Техаса выделяют [Morton. 1979] четыре периода с определенной скоро­стью изменения береговой линии. В первые два периода (от 1850—1883 до 1930—1937 гг. и от 1930—1937 до 1955—1960 гг.), которые характеризовались почти равновесным состо­янием между поступлением и удалением осад­ков, скорость перемещения береговой линии составляла ± 2 м/год или меньше. После 1955—1960 гг. общая длина размывающихся участков увеличилась с 55 до почти 80%, а скорость потери суши достигла 160 га/год (вместо прежних 10,5 га). В настоящее время 45% техасских берегов размывается со скоро­стью более 3,5 м/год. Береговые гидротехни­ческие сооружения вызывают локальное про­явление самых высоких скоростей изменений берега. Например, с возведением молов и последующей искусственной переброской стока р. Бразос связаны максимальные для этого побережья скорости аккумуляции (+75 м/год) т— у нового устья реки и размыва (-55 м/год) соседних участков берега [Там же. 1979]. Активная аккумуляция наносов отме­чается также с наветренной стороны молов у проливов Арансас и Галвестон, где с 1894 г. берег выдвинулся на 1 км [Bird. 1976].

Между устьями рек Туспан и Коацакоаль- кос. Этот отрезок берега (как и два последу­ющих) целиком располагается в пределах Мексики, изученность побережья которой пока крайне незначительна.

К югу от Туспана прибрежная равнина зна­чительно сужается, а на двух участках — в районе Халапы и у мыса Рока-Портида — к берегу приближаются отроги гор Транс-Мек­сиканского Вулканического пояса [Lankford. 1976]. Шельф вдоль этого отрезка побережья имеет наименьшую ширину — против м. Рока-Портида он не превышает 8—10 км, что обеспечивает сравнительно активное воз­действие волн на берег.

В целом район характеризуется чередова­нием низменных и гористых участков берега. В пределах последних выработаны низкие клифы. У мысов нередко встречаются живу­щие и отмершие коралловые рифы. Имеется несколько разрозненных лагун, отделенных от моря барьерами разного типа [Там же. 1976]: это могут быть гряды молодых вулка­нических лав (лагуна Сантекомапан), косы у подтопленного устья реки (лагуна Верде), косы и бары в дельтовых областях, ограничи­вающие култуки, или участки оседания поверхности (за счет уплотнения осадков) у морского края дельты (лагуна Альварадо), или береговые бары (лагуна Гранде).

Характерно, что размыву подвергаются не только высокие участки побережья, но и низ­кие аккумулятивные берега. Местами, напри­мер у Веракруса, уступ размыва выработан в прибрежном поясе параболических дюн. Деревья, которые ранее произрастали здесь на береговых валах, располагаются сейчас в зоне прибоя [Bird. 1976]. Локальная аккуму­ляция обусловлена выносами рек или вли­янием гидротехнических сооружений, напри­мер, с восточной стороны молов у Альва­радо.

От устья р. Коацакоалькос до лагуны Тер- минос простирается обширная дельтовая рав­нина, образованная реками Сан-Педро, Гри­хальва и др., развивающимися в условиях гумидного климата. Равнина сложена серией невысоких (выс. 0,5—2 м, шир. 15—40 м) пес­чаных валов [Psuty. 1966; Зенкович. 1972], фиксирующих недавнее последовательное выдвижение края равнины. Валы занимают полосу шириной до 40 км и хорошо прослежи­ваются по аэрофотоснимкам. Поскольку образование валов зависит от наличия запа­сов наносов, которые пополняются реками, их развитие приурочено к приустьевым участ­кам наиболее крупных рек.

Со стороны Мексиканского залива равнина местами окаймлена серией береговых баров, отчленяющих систему лагун между отдель­ными крупными дельтовыми комплексами. Кроме последовательного наращивания бере­говых валов близ устьев рек аккумуляция наносов происходит также с наветренной сто­роны приустьевых молов, например к западу от устья р. Грихальва [Bird. 1976]., Активная аккумуляция приурочена к лагунным аквато­риям. Густая мангровая растительность и обильное поступление в лагуны аллювиаль­ного и частично морского (через проливы и при перехлестывании волн) материала вызы­вают постепенное сокращение площади лагун.

Западный и северный берега п-ова Юкатан.

П-ов Юкатан сложен кайнозойскими извест­няками, мелом и мергелями. Хорошо разви­тый карстовый рельеф препятствует форми­рованию речной системы. Небольшая речка Чампотон является самой южной в этом рай­оне, но и она протекает по известняковому ложу и практически не выносит твердого материала в береговую зону [Зенкович. 1972]. Шельф у этого побережья расширяется до 200 км. Большая его часть имеет исключительно ровную поверхность, покрытую различными известковистыми осадками.

В целом это низменный аккумулятивный берег, прерываемый в единичных местах выходами коренных пород. На участке между Чампотоном и Кампече непосредственно к берегу подходят холмы высотой 30—40 м, сложенные эоценовыми известняками. Из-за отмелости берега западные склоны холмов не имеют следов. морского воздействия [Зенко­вич. 1972].

Севернее Кампече, где известняковые холмы отступают от берега, вся прибрежная полоса занята мангровыми болотами шири­ной более 15 км.

На участках с несколько большими укло­нами морского дна, где волнение способно достигать берега, развиты узкие (7—30 м) песчаные пляжи, например на крайнем юго- западе района и вдоль западного «закругле­ния» п-ова Юкатан. Весь северный берег, к которому примыкают не столь отмелые участки шельфа, окаймлен береговым баром, почти полностью надвинутым на соседние лагуны, что свидетельствует о явном отступа­нии берега. Только у восточной оконечности п-ова Юкатан, где взморье вновь становится более отмелым, бары отступают от берега, отчленяя обширные лагуны (шир. более 2—3 км), окаймленные мангровыми болотами. Своеобразные очертания некоторых баров свидетельствуют об отсутствии здесь четко выраженного потока наносов [Зенкович. 1972].

Вдоль остальной части северного и вдоль всего западного побережья полуострова про­дольное перемещение наносов направлено к западу и юго-западу в соответствии с основ­ным направлением системы прибрежных течений.

Раздел 3

КАРИБСКИЕ БЕРЕГА ЦЕНТРАЛЬНОЙ АМЕРИКИ

Почти все атлантическое побережье Цент­ральной Америки (за исключением платфор­менной структуры п-ова Юкатан) распола­гается в пределах альпийской тектонической зоны, характеризующейся большой сложно­стью геологической структуры, резкими перепадами высот, интенсивным проявле­нием сейсмических движений и вулканизма. Основным тектоно-орографическим элемен­том побережья является Гондурасский глыбо­вый массив, входящий в состав Центрально­американского срединного массива — сравни­тельно устойчивого тектонического «ядра Центральной Америки», где выходят домело- вые породы [Энциклопедия региональной... 1980]. Меридиональная система разломов, образующая Гондурасский грабен, протяги­вается через весь Гондурас примерно парал­лельно меридиану 88° и делит Гондурасский массив на два неравных по площади блока. Меридиональный разлом ограничивает мас­сив также с востока. Однако основное про­стирание разрывных дислокаций — широт­ное.

В рельефе Гондурасский массив выражен залесенным и сильно расчлененным плоско­горьем с высотами более 300 м над ур. м. (до 1000—2000 м в центральной части). Гористый рельеф характерен также для юго-восточной части Карибского побережья, где близ берега проходят вулканические хребты Панамы.

Обширные участки Карибского побережья имеют низменный характер. Наибольшего развития низменности достигают на п-ове Юкатан. Вдоль восточного побережья Гонду­раса и Никарагуа к берегу подходит широкая (до 100 км) аллювиальная заболоченная рав­нина, так называемый Москитовый берег. Несколько южнее, в пределах Коста-Рики, располагается прибрежная низменность Сан- Хуан, на месте которой еще недавно (в конце плиоцена) существовал пролив между Тихим и Атлантическим океанами [Страны и наро­ды. Америка. 1981].

Дата добавления: 2015-08-28