|
кие бухты и острова осложняют береговую линию. Берега низкие, аккумулятивные, сложенные песчано-илистыми отложениями, заросшими мангровой растительностью, с редкими песчаными пляжами. Вдоль берега
(типа ваттовых) и песчаные; V. Биогенные берега: 8 — мангровые. В. Берега, формирующиеся преимущественно волновыми процессами.
VI. Выравнивающиеся берега: 9 — абразионно- бухтовые, 10 — абразионно-аккумулятивные бухтовые; VII. Выровненные берега: И — абразионные, 12 — абразионно-аккумулятивные, 13 — аккумулятивные (лагунные и лиманно- лагунные), 14 — аккумулятивные (пляжевые), 15 — аллювиально-морских равнин; VIII. Вторично расчлененные берега: 16 — абразионно- бухтовые. 17 — Отдельные коралловые рифы и коралловые острова. 18 — Мангры
протягивается, как правило, аккумулятивная терраса, осложненная береговыми валами высотой около 5 м над ур. м. Определение возраста ракушечного горизонта в толще террасовых отложений показало, что возраст
последних 2600 лет. На дне Арафурского моря установлены многочисленные признаки погруженных береговых линий (на глубинах 64, 90, 130, 170—175 и около 200 м). Возраст береговой линии на глубине 130 м равен 17 тыс. лет, а возраст породы с затопленного кораллового рифа на глубинах 130—175 м равен 18 700±360 лет. Образцы, взятые с подводной террасы на глубине 200—210 м, определены урановым методом и показывают возраст террасы 170 тыс. лет [Jongsma. 1970]. В редких случаях и на коротких отрезках берега отмечается развитие абразионных процессов, которые проявляются в основном на участках выходов к урезу моря коренных пород (например, на 35-километровом отрезке западнее устья р. Кинг). Начиная примерно от меридиана залива Ван-Димен и на запад, вблизи берега появляется большое количество коралловых рифов, которые начинают определять динамику берега этого района. Роль коралловых рифов проявляется в блокировке берегов от волнения и еще большем усилении аккумулятивных процессов. Это в полной мере осуществляется на восточных и южных берегах залива Бонапарт. Здесь глубокие эстуарии и бухты заполнены песчано-илистыми отложениями, окаймлены мангровыми зарослями, низменная аллювиально-морская равнина заболочена или покрыта солончаками. В южной части залива Жозеф-Бонапарт расположен залив Кембридж, в который впадает р. Орд. Залив Кембридж совпадает со структурным прогибом в докембрийских породах, выходы которых отмечаются на западном берегу залива, в то время как восточный его берег образован аккумулятивной дельтовой равниной р. Орд. В этом районе отмечается большая амплитуда приливов — в среднем 5,9 м и максимум 8,4 м. Приливные волны распространяются вверх по реке на 125 км, где прослеживаются обширные низкие поверхности, затапливаемые при приливах. В рельефе берега выделяются несколько зон, которые затапливаются при приливах разной высоты и имеют различную морфологию. На побережье, на участках волновой и приливной
ценовые аллювиальные равнины; 3 — древняя береговая линия; 4 — клифы и береговые обрывы; 5 — современные барьерные системы;
6 — системы современных береговых валов;
Карта геоморфологических зон северо-запад- ного берега острова Шри-Ланка [Соогау. 1968]. 1 — Слаборасчлененное латеритное плато; 2 — сильнорасчлененные плиоцен-голо- |
7 — марши и соляные осушки; 8 — мантры
аккумуляции, отмечено зональное расположение мангровой растительности, смещающейся в сторону моря по мере наращивания берега. На участках преимущественно приливной аккумуляции преобладают плоские поверхности, на которых растительность селится только вдоль каналов стока приливных вод [Thom et al. 1975].
Юго-западный берег залива Жозеф-Бона- парт относительно высокий абразионный, обрамлен скалистыми островками, изрезан небольшими бухтами, в вершинных частях которых расположены небольшие песчаные пляжи. Берег подобного типа (сильно изрезанный, ингрессионный, риасовый, абра- зионно-аккумулятивный) продолжается далее на юго-запад до залива Кинг. Именно здесь заканчиваются предгорья массива Кимберли и начинается Большая Песчаная пустыня Австралии, которая определяет основные особенности ландшафта северозападного побережья от залива Кинг на протяжении нескольких сот километров на юго- запад материка.
Берега Северо-Западной и Западной Австралии (от залива Кип до м. Луин)
Крупный мелководный залив Кинг, имеющий глубины 6—18 м, во влажные сезоны превращается в эстуарий р. Фицрой. Берега залива развиваются в результате воздействия приливов, максимальная высота которых достигает здесь 11,5 м, окаймлены широкими осушка- ми, которые по морфологии и слагающим их отложениям подразделяются Семенюком [Se- meniuk. 1982] на несколько типов.
Осушки сформировались в течение длительного времени при последовательном отложении осадков в период двух плейстоценовых и одной голоценовой трансгрессий. В настоящее время на развитие современных осушек большое влияние оказывают абразионные и эрозионные процессы. В первую очередь эволюцию, приливных осушек определяет плоскостная абразия, которая приводит к заметному снижению их поверхности со скоростью 1—3 см/год. В то же время во время приливов происходит интенсивная абразия береговых уступов, высота которых составляет 1—2 м (редко до 6 м). Береговые уступы приурочены к внешнему краю мангрового пояса и, таким образом, окаймляют осушки со стороны суши. Наиболее типичны скорости отступания берегов — около 2 м/год, но бывали случаи отступания берегов до 50—90 м/год. Таким образом, осушки увеличиваются за счет абразии береговых обрывов и одновременно углубляются за счет плоскостной абразии. Углубление осушек способствует большей энергетической активности волн у берега, его размыву и отступанию в глубь суши. Большое значение в формировании осушек имеет эрозия приливных желобов, которая осуществляется и во время приливов и во время отливов. В результате происходит значительное увеличение размеров желобов, причем со значительной скоростью. Так, в головных частях желобов происходит размыв со средней скоростью 5—10 м/год (максимум до 30—100 м/год) [Semeniuk. 1982].
Со стороны суши берега залива Кинг, особенно в пределах эстуария р. Фицрой, обрамлены сериями дюн, которые в настоящее время закреплены растительностью и ориентированы под прямым углом к современному направлению преобладающих ветров. Д. Дженнингс [Jennings. 1975] считает, что анализ взаимосвязи голоценовых приливных осушек и песчаных дюн дает возможность выяснить последние этапы развития рельефа этого побережья. В период максимума голо- ценовой трансгрессии 7,4 тыс. лет назад, когда уровень моря в Австралии превышал его современные отметки на 2—3 м, дюны оказались значительно подмытыми в результате деятельности высоких приливов и местами были перекрыты морскими трансгрессивными осадками, в том числе мангровыми илами, возраст которых оказался равным 6 тыс. лет. Сами дюнные пески гораздо древнее и датируются от 8 тыс. лет до конца верхнего плейстоцена (т. е. до 15—20 тыс. лет). Предполагается, что они сформировались в основном в период последнего оледенения, когда уровень моря был намного ниже современного, а ветровой режим характеризовался преобладанием пассатных ветров над несущими осадки муссонами [Jennings. 1975].
От залива Кинг до залива Эксмут располагается выровненное низменное побережье, во многих местах заболоченное (особенно близ залива Эксмут) и заливаемое морскими водами во время высоких приливов. Местами вдоль берега развиты мангровые заросли. Со стороны суши на разном удалении от уреза протягиваются гряды дюн, имеющие различный цвет песка в зависимости от перевевае- мого субстрата (от белого до красного). В прибрежной части моря много отмелей, илистые осушки достигают значительной величины, множество островков и мелководных банок, которые окаймлены многочисленными коралловыми рифами, что особенно свойственно участку, прилегающему к заливу Эксмут.
Западный берег Австралии, протягивающийся почти меридионально от м. Северо- Западный до м. Луин, почти целиком расположен в тропической зоне. Берег имеет почти прямолинейные очертания с редкими устьями маловодных рек, со стороны суши на значительном протяжении окаймлен холмистыми предгорьями. В ряде случаев вдоль уреза, на некотором отдалении от него, протягиваются -гряды дюн. В большинстве своем берега Западной Австралии абразионные, и клифы выработаны или в низкой голоценовой террасе, или в толще аллювиально-пролювиаль- ных предгорных шлейфов.
Низменные, аккумулятивные берега с береговыми валами и дюнами окаймляют крупнейший залив Австралии — Шарк, имеют большое протяжение на участке, прилегающем с севера и юга к порту Фримантл, в заливе Географа. На аккумулятивных участках развиты песчаные пляжи, а в тыловой части заливов и устьях рек — широкие илистые осушки, иногда окаймленные мангровыми зарослями. В ряде районов современные и древние аккумулятивные формы отчленили от берега серии лагунных понижений (лагуны Лиман, Хатт, Силт, Клифтон и др.). В северо-западной части берег на полторы сотни километров окаймлен барьерным рифом, прорезанным узкими проходами, а на всей остальной части побережья вдоль берега протягиваются отдельные рифы и острова. В окрестностях порта Фримантл коралловые рифы уже отсутствуют и далее на юг не распространяются. Их нет и на Южном побережье Австралии, где температуры морской воды оказываются слишком низкими.
Изменение ширины песчаного пляжа на отрезке порт Фримантл за 16-летний период (1965—1981 гг.) свидетельствует о наличии долговременного (измеряемого десятилетиями) цикла изменений параметров пляжа: отмечается быстрое нарастание берега, причем скорость аккумуляции увеличивается по направлению потока наносов к северу от 2,4 до 3,3 м/год. На долговременные тенденции накладываются годичные, в основном сезонные, циклы с величиной изменений береговой линии до 25 м, связанные с особенностями \ волнового режима в период прохождения морских бризов и штормов. Имеется ряд других цикличных изменений ширины пляжа — 6-месячные, годичные и двухгодичные. Последние характеризуются величиной вариаций береговой линии до 20% от годовых величин ее смещения. Более слабые циклы имеют продолжительность 3,5 и 7 лет. Сочетание различных циклов определяет амплитуду изменений пляжа из года в год с общим периодом в 10 лет [Eliot et al. 1982].
Западный берег Австралии подвергается мощному волновому воздействию со стороны океана. Девис [Devies. 1972] отмечает, что наибольшее волновое воздействие испытывают западные окраины континентов. Это, по всей вероятности, определяет преобладание на западном побережье Австралии абразионных процессов. Заметим, что до сих пор на всех уже описанных берегах Индийского океана отмечалась обратная картина — явное преобладание аккумулятивных процессов над абразионными. Но и на западном берегу Австралии отмечаются отдельные участки, интенсивно выдвигающиеся в океан, в частности это относится к дельтовым берегам. Одной из наиболее крупных рек Западной Австралии является р. Гаскойн, которая впадает в северную часть залива Шарк. Дельта ее имеет простую лопастную форму с выровненным морским краем. Дельта образована в условиях преобладания волнового фактора и со стороны океана окаймлена комплексом морских форм рельефа шириной до 1 км. Это в первую очередь серии низких береговых валов, образующих бары и косы, которые располагаются в пределах приливных илистых осушек, заросших манграми и разделенных вытянутыми лагунами. В целом морская часть дельты сложена песками, крупность которых увеличивается снизу вверх по разрезу (т. е. дельта сформировалась в процессе понижения уровня океана, видимо, в голоце- новое время). В субаэральной части дельты развиты русловые пески и илистые прирусловые валы, окруженные красно-бурыми ила- ми, образование которых связано с влиянием аридного климата [Johnson. 1982].
Южнее дельты р. Гаскойн на восточном берегу залива Шарк развит низкий берег с приливо-отливной осушкой, которая местами заболочена и засолена. В этом районе четко выделяется (не только Морфологически, но и по особенностям осадочного материала) зона приливов и отливов, изрезанная приливными каналами, в верхней части которой расположен пояс пляжей и штормовых валов. За зоной пляжей располагается морская равнина, частично заливаемая во время максимальных приливов и сильных штормов. Во внутренней части залива Шарк, в полузамкнутом бассейне Гамелин-Пул, ширина приливо- отливной равнины достигает уже 3—4 км, и сложена она современными и голоценовыми карбонатными осадками, которые представлены в основном карбонатными песками. В ряде случаев на пляже формируются мощные пласты бич-рока, а в верхней части морской равнины встречаются небольшие песчаные дюны [Hagan, Logan. 1975; Woods, Brown. 1975]. Процесс образования и последующего разрушения бич-рока является результатом целого комплекса физических, химических и биологических процессов. Большую роль играет при этом степень первичной цементации бич-рока, и уменьшение ее от моря в сторону суши обусловливает развитие на поверхности пласта зональных морфологических изменений (углублений, борозд и т. д.) [Hopley, Mackay. 1978].
Примерно в 200 км к югу от залива Шарк вновь начинают преобладать аккумулятивные процессы, обусловившие образование берегового бара шириной до 4 км, который в результате последовательного причленения береговых валов высотой до 10 м (иногда перевеянных в дюны высотой до 35 м) около 6 тыс. лет назад отчленил серию лагун, куда входят лагуны Хатт и Лиман. Анализ осадочного материала, слагающего дно лагун, показал, что они формировались в четыре стадии — от стадии открытого морского залива до стадии изолированной от моря акватории, которая в настоящее время интенсивно заносится эоловыми осадками, приносимыми ветром с суши [Arakel. 1980].
Южнее порта Фримантл простирается прибрежная равнина Су он, которая во многих местах имеет строение, схожее со строением вышеописанного участка с древними лагунами. В частности, лагуна Лесченолт ограничивает песчаную сильнозасоленную внутреннюю береговую равнину, а с внешней стороны отделена береговым баром, поверхность которого осложнена серией закрепленных и подвижных дюн высотой до 40 м. Интересно, что подводный склон, прилегающий к береговому бару, представляет собой бенч, выработанный в известняковых породах. До глубины 6 м на подводном склоне прослеживается серия параллельных берегу гряд высотой до 4 м, сложенных сцементированными береговыми наносами. Нет сомнения, что эти гряды — остатки древних береговых валов, сохранившиеся при современном размыве и отступании берега. Абразия, скорость которой достигает 1—2 м/год, является основным процессом развития берега с того момента, когда уровень моря около 3 тыс. лет назад занял свое современное положение. Материал, получаемый при размыве берега, поступает на подводный склон и перемещается в северном направлении, где идет на образование береговых аккумулятивных форм рель- ; ефа [Semeniuk, Meagker. 1981].
Сходный геоморфологический облик берега сохраняется и в заливе Географа, побережье которого является популярным рекреационным районом. Здесь также местами происходит размыв берега, но со средней скоростью уже около 5 м/год. Распределение участков абразии и аккумуляции контролируется в заливе Географа ритмично расположенными системами подводных песчаных гряд, подходящих под острым углом к берегу. Там, где гряды подходят к берегу, абразии не наблюдается, а размыв концентрируется на участках берега между сериями гряд. Происхождение гряд связано с подачей материала со дна и формированием желобов, параллельных ортогоналям волн зыби [Paul, Searle. 1978]. В пределах суши устанавливается как минимум 8 древних береговых линий с отметками от +1 до +76 м, а на береговой равнине Суон производится добыча рути- ловых россыпей, которые формировались в плейстоцене. На протяжении более 30 км выявлены 4 месторождения, объединяющих 12 самостоятельных россыпей. С 1958 г. на них добыто 1,54 млн т концентратов, а в настоящее время ежегодная добыча составляет около 200 тыс. т. Средние содержания тяжелых минералов 12—26%, главный рудный минерал — ильменит с высоким содержанием окиси титана [Уэлч и др. 1980].
Берега Южной Австралии (от м. Луин до м. Хау) и о. Тасмания
Берега Южной Австралии по своим очертаниям делятся на три района: Западный, побережье Большого Австралийского залива до залива Спенсер и Восточный район — от залива Спенсер до м. Отмуэй.
Берег в пределах Западного района значительно расчленен, здесь отмечается большое количество открытых бухт, ограниченных мысами. Мысы, как правило, представлены абразионными клифами, у основания которых часто развиты небольшие пляжи. Берега бухт в большинстве случаев аккумулятивные с широкими песчаными пляжами.
Берег Большого Австралийского залива отличается исключительной выровненно- стью и на протяжении многих сотен километров не имеет удобных бухт. В западной части региона берег низменный, аккумулятивный, с широкими песчаными пляжами, окаймленными дюнами. В центральной части залива берега образованы однообразными известняковыми клифами, у подножия которых изредка появляются узкие пляжи. Высота береговых обрывов достигает 100 м. Ближе к заливу Спенсер берега становятся более разнообразными, а аккумулятивные берега крупных и открытых заливов чередуются с абразионными берегами мысов, причем с приближением к заливу Спенсер увеличивается протяженность абразионных берегов, хотя высота клифов невелика, всего несколько метров. В пределах абразионных берегов активные клифы, сопровождающиеся широким бенчем, часто выработаны в калькаренитах. Аккумулятивные берега на тех коротких участках, где они появляются, окаймлены пляжами и дюнами, образованными около 6 тыс. лет назад. Нередко пляжи слагаются сцементированными песками, но почти все они подвержены современному размыву. В результате активизации процессов размыва в настоящее время происходит сокращение пляжей и начинают размываться древние голоценовые дюны. Современные и древние, сложенные эолианитами дюны достигают высоты 60 м и прослеживаются не
Южное побережье Австралии |
Большой Австралийский залив. Абразионная ниша обрушения на острове Кенгуру |
только на суше, но и на шельфе. Образование дюн и эолианитов происходило в несколько фаз. Установлено по крайней мере две системы древних дюн, в которых найдены стоянки аборигенов [Gill. 1964]. По данным Э, Гилла, на Южном побережье Австралии 60% всех берегов подвержены размыву и только 40% — аккумулятивные.
В крупнейшем заливе Южной Австралии — заливе Спенсер — берега имеют иной характер. В заливе резко преобладают низменные аккумулятивные берега. В целом здесь получают преобладающее развитие конусы выноса флювиальных и озерных осадков. Берега неоднократно за позднечетвертичное время затапливались морем. Границы максимального плейстоценового затопления четко фиксируются отмершими клифами и галечными береговыми валами. Валы представляют собой плоские, асимметричные гряды высотой до 5 м над ур. м., в них обнаружено большое количество фауны, возраст которой определен в 100—200 тыс. лет. Однако валы, расположенные ближе к берегу, содержат фауну, которая имеет возраст 5—3 тыс. лет, что свидетельствует о вторичном, голоценовом подъеме уровня и пере- мыве морем более древних плейстоценовых отложений. В голоцене скорость аккумуляции на берегу залива была особенно высока и составила за последние 5 тыс. лет 8,4 км.
Берега залива Сент-Винсент в основном также низменные, и абразионные берега отмечаются только в юго-восточной части залива, вблизи м. Джервис. Юго-восточнее залива Сент-Винсент простирается обширная аллювиально-морская равнина, окаймленная барами, отчленяющими обширные лагуны, заболоченные участки и серии древних береговых валов. Этот тип берега продолжается до границы самого южного штата Австралии — Виктория.
Протяженность береговой линии штата Виктория составляет 1600 км. Во многом крупные черты рельефа побережья обусловлены геологическими структурами, которые, имея в целом меридиональное простирание, срезаются береговой линией. Абразионные и абразионно-денудационные берега имеют широкое распространение в штате Виктория, выработаны они в различных по составу породах, и при этом ясно видна ведущая роль селективной абразии. Известняки, доломиты и песчаники размываются со скоростью 10— 20 см/год, а морские глины и суглинки — со скоростью 0,8 м/год, максимум 7 м/год. Аккумулятивные формы сложены главным образом песком, а перемещение материала вдоль берега осуществляется с запада на восток. Конечно, кратковременные миграции наносов могут быть направлены и в обратную сторону. В западной части побережья развиты дюны, песок которых сцементирован известковым цементом, в то время как в восточной части побережья пески сцементированы кремневым цементом. Большинство рек Виктории имеют эстуарии и лагуны в вершинной части эстуариев. В районах впадения рек берега заболочены, большие площади заняты манграми и маршами.
В бухте Дискавери на западе штата развиты песчаные берега, пляжи которых со стороны суши окаймлены дюнами, сложенными перемещающимися известковистыми песками. Кроме голоценовых дюн на этом берегу раз-
Берега острова Тасмания в его гористой части покрыты густыми лесами |
Скалистый клиф подвергается воздействию прибойного потока. Остров Тасмания |
виты и плейстоценовые дюны, сложенные калькаренитами. П-ов Портленд сложен вулканическими породами, в которых выработаны высокие и крутые клифы, перемежающиеся с бухтами. Здесь на высоте менее 1 м над уровнем прилива морские отложения имеют возраст 5560+80 лет [Gill 1964]. Бухты являются затопленными и преобразованными кальдерами, а мысы представляют собой остатки стенок вулканов. Далее клифы выработаны в известняках, а еще восточнее древние лавовые потоки спускаются прямо в море. Разнообразие абразионных берегов на этом участке подчеркивается высокими кли- фами, выработанными в калькаренитах, известняках миоцена и оползнях. Западные берега залива Порт-Филлип низменные и аккумулятивные, а восточные в основном абразионные, выработанные в терригенных и вулканических отложениях. Берега залива Вестернпорт, расположенного восточнее
залива Порт-Филлип, представлены в основном аккумулятивным типом и окаймлены обширными маршами и мангровыми зарослями. Далее к востоку клифы и бенчи врезаны в горные породы мезозоя и отступают со скоростью 3—5 м/год [Hills. 1971], а еще южнее — в палеозойские алевролиты, в результате размыва которых формируется грядовый бенч. Залив Корнер-Инлет мелководен, берега его окаймлены маршами и манграми. Далее на восток протягивается на очень большое расстояние, почти до самого м. Хау, аккумулятивный берег, созданный песками, выброшенными со дна к берегу и слагающими аккумулятивные формы типа баров. За баром, поверхность которого частично перевеяна, протягивается серия лагун, также в свою очередь окаймленных дюнами. Берега близ м. Хау абразионно-аккумулятивные, причем абразии подвергаются или вулканические породы, или калькарениты.
Уникальная природная мостовая выработана в скальных породах на острове Тасмания |
Основные особенности берегов Тасмании. В ледниковый период, когда уровень моря был на 100—120 м ниже современного, о. Тасмания соединялся с австралийским материком широким сухопутным «мостом». Прибрежные песчаные равнины острова являются, по-видимому, непосредственным продолжением песчаного ландшафта, который ныне располагается под водами Бассова пролива. Следовательно, в то время здесь преобладали скорее континентальные, чем прибрежно-островные, условия. Во время последнего ледниковья в пределах песчаных морских равнин и по соседству с ними образовались обширные (примерно 350 км2) поля продольных дюн, ориентированных в западно-северо-западном направлении. Такая ориентировка древних эоловых форм свидетельствует о преобладании западных ветров. Островное положение Тасмании вернула голоценовая трансгрессия. Северо-восточное побережье острова окаймлено низкими морскими равнинами с параболическими дюнами. Изучение реликтовых дюн показало, что обычно они имеют длину 1—1,5 км, максимум до 5 км, высота их варьирует от 1—2 до 10 м, а междюнные интервалы достигают 300—500 м. Наличие лишь одного почвенного горизонта говорит о развитии только одной генерации этих дюн. Косвенные доказательства (абсолютные датировки отсутствуют) — стратиграфические особенности, морфология дюн, степень развития почв, геоморфологическая корреляция — подтверждают, что комплекс продольных дюн образовался в последнюю ледниковую эпоху, когда климат был холоднее и суше [Bowden. 1983].
На побережье Бассова пролива прослеживается ряд хорошо выраженных древних береговых линий на высоте 34, 20,14,11 и 1 м над средним уровнем прилива, который располагается на 3 м выше среднего многолетнего уровня моря. Самый высокий уровень предположительно соответствует миндель- рисскому межледниковью, а береговые линии на отметках 20, 14 и 11 м образовались в период последнего межледниковья. Берего
вая линия на высоте 1м — голоценовая [Chick. 1971]. Для остальных берегов о. Тасмания характерно преобладание абразионных процессов.
Таким образом, для побережья Северной и Северо-Западной Австралии особенно характерны коралловые берега. Берега залива Карпентария повсюду аккумулятивные, окаймлены мангровыми зарослями. Побережье п-ова Арнемленд и плато Кимберли отличается повсеместно распространением крупнобухтовых эстуариевых берегов с обширными приливными осушками, мангровыми зарослями и многочисленными коралловыми постройками. На побережье Арафурского и Тиморского морей преобладают аккумулятивный и абразионно-аккумулятивный тип берегов. Аридное побережье Западной Австралии отличается развитием коренных абразионных и денудационных берегов в северной части и выровненными абразионно- аккумулятивными и, реже, аккумулятивными — в южной. Берега Южной Австралии также в основном абразионные и абразионно-акку- мулятивные, только юго-восточнее г. Аделаида отмечается широкое распространение аккумулятивных лагунных берегов. О. Тасмания окружен абразионными берегами, и только в пределах Бассова пролива встречаются отдельные участки аккумуляции наносов.
Глава V
БЕРЕГА ТИХОГО ОКЕАНА
|
Раздел I
ОБЩИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И ХОЗЯЙСТВЕННОГО ОСВОЕНИЯ БЕРЕГОВ РЕГИОНА
Природные условия формирования берегов Тихого океана
Геотектонические условия. Тихоокеанские берега столь многообразны, что нет, наверное, ни одного типа в ряду описываемых многочисленными классификациями типов берегов, который не был бы выделен в этом обширнейшем регионе. Однако у тихоокеанских берегов есть и специфические черты. Недаром еще со времен Э. Зюсса и до сих пор в научной литературе бытует разделение типов берегов на тихоокеанский и атлантический. Такой подход учитывает прежде всего тектоническое строение тихоокеанского сегмента Земли — ее самой крупной кольцевой структуры. В тектонике принято выделять обрамление океана как Тихоокеанский подвижный пояс, который отличается своеобразным проявлением тектоники, вулканизма, магматизма и металлогении. Тектоническая история окружающей Тихий океан суши свидетельствует о глубокой его древности и времени существования — по крайней мере с начала палеозоя или даже позднего докембрия. Вместе с тем хорошо известна исключительная подвижность тектонического обрамления океана, где на протяжении всей геологической истории происходят преобразования земной коры [Геология Тихоокеанского подвижного пояса... 1978].
Тектонические структуры периферии Тихого океана образуют ряд зонально расположенных разновозрастных областей. На границе ложа океана лежит система островных дуг (Алеуты, Курилы, Японские о-ва, Филиппины и др.), являющихся современными геосинклинальными зонами. Со стороны материков островные дуги граничат с областями кайнозойской складчатости (Камчатка, Сахалин, Анды и др.), расположенными вдоль побережья Тихого океана. Далее в глубь суши следует зона мезозойской складчатости Верхоянья, Аляски и Скалистых гор Северной Америки. Таким образом, края Тихого океана последовательно окаймлены складчатыми структурами различного возраста — от наиболее молодых, формиру
Тихий океан тропического пояса. Типично: почти спокойная водная поверхность, низкие кучевые и перистые высокого яруса облака |
ющихся в настоящее время до более древних мезозойских складчатых структур.
По отношению к простиранию тектонических элементов побережья Тихого океана следует считать продольными в отличие от /поперечных побережий атлантического типа.
Дата добавления: 2015-08-28; просмотров: 48 | Нарушение авторских прав
<== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |