П.А.Каплин, О. К. Леонтьев, С.А. Лукьянова, Л.Г Никифоров 49 страница

Общая протяженность береговой линии Антарктиды, по подсчетам И. А. Суетовой [1968], 30 030 км. Берега по периметру мате­
рика образованы шельфовыми ледниками (45% от общей длины периметра), материко­вым ледяным барьером (37%), выводными ледниками (9,5%), коренными выходами скальных пород (8%). Таким образом, берега Антарктиды — это в основном ледяные бере­га, отличающиеся большим своеобразием и специфическими процессами развития [Капи­ца. 1968].

Динамика ледяных берегов Антарктиды определяется не волновым фактором, как на берегах умеренной зоны, а термическим воз­действием воды и воздуха, сложными движе­ниями краев ледников [Берега Тихого океана. 1967]. В пределах выводных ледников и шель­фовых ледников разрушение и отступание берега происходит благодаря образованию айсбергов. Этими ледниками образованы ледяные обрывы, достигающие десятков метров высоты. В пределах выводных ледни­ков береговая линия обычно очень извилиста, так как в тело ледника подчас вдаются глубо­кие и узкие заливы. Береговая линия в районе шельфовых ледников отличается меньшей извилистостью и большим постоянством очертаний. Существенное влияние на морфо­логию ледяного побережья Антарктиды ока­зывают особенности строения подледного рельефа. Так, например, при относительно высоком и пологом залегании коренного ложа побережье представляет собой ровную, часто без трещин поверхность малоподвиж­ного ледяного ската, окраинная часть кото­рого находится на плаву. Однако такие ледя­ные скаты встречаются сравнительно редко. Более широко распространены «ледоломы», представляющие собой довольно высокие ледяные берега со склонами полуледопадного характера.

В отличие от выводных ледников, распола­гающихся обычно в депрессиях, где образу­ются айсберги с поперечником, достигающим нескольких километров, в пределах ледоло­мов имеются многочисленные, но более мел­кие и опрокидывающиеся айсберги. Скорость движения льда выводных ледников достигает 700 м/год.

Большим постоянством очертаний берего­вой линии, ровной поверхностью отличаются сравнительно малоподвижные, некрупные шельфовые ледники, высота барьера кото­рых обычно колеблется в пределах 10—15 м, а также материковые ледяные барьеры. Ско­рости движения их соответственно колеб­лются в пределах 100—350 и 20—100 м/год [Берега Тихого океана. 1967].

Несмотря на постоянное разрушение ледя­ных берегов и интенсивное образование айс­бергов, нельзя думать, что все они отступа­ют. Напротив, исследования последних лет показали, что береговая линия многих шель­фовых ледников выдвигается в море как за счет преобладания аккумуляции над абляци­ей, так и в результате утолщения припая и превращения его в шельфовый лед [Марков и др. 1968].

Обрыв шельфового ледника, тянущийся на многие километры

Айсберг у берегов Антарктиды

Берега Южного океана

Разрушение сравнительно редко встреча­ющихся участков коренных берегов происхо­дит главным образом в результате морозного

Пляж в небольшой бухте. Материал пляжа — плохо сортированные обломки вулканических пород

Абразионный обрыв в коренных породах Антарктического полуострова

выветривания и десквамации горных пород. С процессами морозного выветривания, осо­бенно интенсивно протекающими в зоне сма­чивания коренного берега брызгами волн или в зоне приливо-отливных колебаний (вели­чина приливов здесь 0,9—1,2 м), связано воз­никновение ниш, напоминающих волнопри- бойные, а также приливных бенчей. Послед­ние в ходе тектонических движений в отдель­ных случаях оказываются поднятыми в виде террас. Такие террасированные побережья встречаются в пределах моря Росса, на Ант­арктическом п-ове.

Современные морские аккумулятивные формы в Антарктиде представлены очень редко встречающимися, главным образом в вершинах бухт, пляжами, которые, как и их подводный склон до глубины 2—3 м, сложены щебнем, крупнозернистым песком с большим количеством крупных обломков.

Берега Антарктиды, где обнажаются коренные породы, встречаются на неболь­ших участках в морях Росса, Дюрвиля и Дей­виса, в районе Земли Эндерби и в некоторых других районах. Наибольшую протяженность коренные берега имеют в пределах северной части Антарктического п-ова.

Антарктический п-ов выступает на северо- северо-восток от материка Антарктиды на границе между Атлантическим и Тихим оке­анами. Длина этого гористого полуострова около 900 км. Он представляет собой расчле­ненное плато, сложенное метаморфическими и вулканическими породами. Плато имеет высоту 700—800 м в северной части и 1500— 2000 м в южной. Над плато местами поднима­ются покрытые вечными снегами пики высо­той 3000 м и более. От плато к северо-запад­ному и юго-восточному берегам полуострова отходят короткие отроги гор, многие из кото­рых ниже, чем плато. Эти отроги образуют множество небольших полуостровов и мысов, между которыми расположены бухты и фиорды. Большая часть поверхности Антар­ктического п-ова покрыта мощными ледника­ми, которые по расчленяющим плато доли­нам подходят вплотную к урезу воды и кое- где образуют санный путь, соединяющий северо-западный берег полуострова с юго- восточным.

Юго-восточный берег Антарктического п-ова на большом протяжении окаймлен мощным шельфовым ледником, и только в северной части он свободен ото льда. Против этого участка берега лежит о. Джеймса Росса и несколько меньших островов. На не­которых из них имеются вулканы.

Вблизи северной оконечности Антаркти­ческого п-ова расположена группа гористых островов, отделенных от нее проливом Ан-- тарктик. Самый большой из этих остро­вов — о. Жуэнвиль.

Северо-западный берег Антарктического п-ова сравнительно свободен ото льда и сильно изрезан многочисленными бухтами. Берега бухт высокие и крутые. Почти все бухты глубоководны, но заполнены ледника­ми, спускающимися с берегов.

Против северо-западного берега Антаркти­ческого п-ова разбросано большое количе­ство островов и островков. Многие из них образуют такие островные группы, как архи­пелаг Палмер, группы о-вов Даннеброг, Аржантин и Биско. Почти все острова покрыты льдом и снегом.

Вообще на материковой платформе Антар­ктиды крупных островов нет. Наиболее заметны из островов о-ва Баллени (66° ю. ш. и 162° в. д.), о. Скотта (67° ю. ш. и 179° з. д.) и о. Петра I (68° ю. ш. и 90° з. д.). Все они ело-
жены вулканическими породами третичного и четвертичного возраста и представляют собой потухшие или сравнительно недавно действующие вулканы. Например, типичен для таких островов о. Петра I. Он вытянут с севера на юг приблизительно на 20 км. Его первоначальный вулканический рельеф в зна­чительной мере изменен процессами берего­вой и ледниковой абразии. Остров окружен четко выраженной волноприбойной терра­сой. Возраст базальтов, его слагающих, 12 млн лет.

Кроме типично вулканических островов у берегов Антарктиды разбросано множество островов более мелких, сложенных и извер­женными, и древними осадочными породами. Примерами такого типа островов могут быть о. Хасуэлл, находящийся в непосредственной близости от советской научной станции Мир­ный, о. Чик, расположенный к востоку от Берега Сабрина, о-ва Генри, лежащие у края шельфового ледника Московского Универси­тета. Все они сложены различными разновид­ностями гранитов, сильнотрещиноватых, выветрелых. Морфологически они выглядят как небольшие купола с оголенными склона­ми, на которых хорошо видна матрацевидная отдельность породы и сохранились следы лед­никовой обработки [Марков и др. 1968; Энци­клопедия региональной... 1980].

Весьма оригинальными островами явля­ются о. Победа (64° ю. ш. и 99° в. д.) и о. Дри- гальского (65° ю. ш. и 86° в. д.). Оба они пол­ностью сложены льдом. О. Победа является айсбергом (пл. 2500 км²), отколовшимся от шельфового ледника Шеклтона и севшим на мель недалеко от берега. О. Дригальского — ледниковый купол, полностью сложенный льдом, лежащим на моренных отложениях поверхности шельфа.

На берегах Антарктиды, безусловно, ска­зывались эвстатические колебания уровня океана и локальные движения суши, завися­щие от неотектонического и изостатического факторов. Эти сложные относительные изме­нения уровня отразились в лестницах террас на коренных участках берега. Однако корре­ляции всех отмеченных в литературе уровней древних береговых линий не проведено. Име­ются лишь сведения по отдельным участкам. Так, на Земле Грейама А. Раймондом [Ra­ymond. 1964] обнаружена терраса высотой 305 м. Правда, высказаны сомнения в ее мор-

Вулканический островок у побережья Антарктического полуострова

ском происхождении, так как за ступень мор­ской террасы в условиях антарктического климата' могут быть приняты так называемые нагорные террасы, широко распространен­ные в Советской Арктике [Каплин. 1973]. В пределах Земли Грейама прослежены также следующие террасовые уровни: 3,0—4,8; 6,1—7,9; 9,1—15,2; 21,3—27,4; 33,5 м. На побережье моря Росса выделяются уровни на высоте 6,1—9,1; 11,9—19,8; 20,1—25,9; 35,5 и 48,8 м [Берега Тихого океана, 1967]. На Ан­тарктическом п-ове описаны 4 террасы высо­той 1—2, 4, 18 и 35 м [Zinsmeister. 1980]. Однако большинство террас не содержит морских отложений, и только на некоторых из них, в основном до высоты 15 м, сохрани­лись осадки с морскими раковинами.

Берега Южного океана

В районе Земли Принца Олафа на поверх­ностях высотой до 30 м были найдены рако­вины моллюсков, возраст которых определен 23—34 тыс. лет. На более низких поверхно­стях сохраняются раковины, имеющие воз­раст 3—4 тыс. лет. Определение абсолютного возраста органических остатков на террасах высотой 23 м (о. У ил д мил л) и 13,4 м (район Марбл-Поинт) соответственно 6040 ±250 и 4600±200 лет позволяет оценить скорость поднятия суши как 2,9—3,9 мм/год. В то же время на близлежащих участках берега Вос­точной Антарктиды скорость поднятия суши оценивается равной 0,4—1,7 см/год [Каплин. 1973]. Учитывая структурную неоднород­ность побережья Антарктиды и меняющуюся ледниковую нагрузку на ложе, ничего уди­вительного в различных скоростях текто­нических движений разных участков берега нет.

Антарктический шельф в среднем дости­гает ширины 80 миль. Наиболее узок он в Индийском секторе Южного океана: у Земли Эндерби и в восточной части Берега Отса около 30 миль. Наиболее широк в морях Уэд- делла и Росса — 500 и 900 миль соответствен­но. Во многих районах определение ширины современного шельфа затруднено шельфо- выми ледниками, которые без заметного перелома поверхности сливаются на юге с покровом материкового льда.

Отличительной особенностью шельфа Антарктиды является то, что это один из наи­более низко опущенных шельфов в мире. Его средняя глубина 350 м, что почти в 2 раза больше, чем средняя глубина шельфов Миро­вого океана [Живаго. 1978]. Своеобразен и рельеф шельфа Антарктиды. Здесь выделя­ется, например, бугристый внутренний шельф, разделенный глубокими (до 100—200 м) депрессиями и осложненный каменистыми грядами. В узкой прибрежной зоне камени­стые гребни чередуются с мелководными проливами и многочисленными ледовыми островами. Внешняя часть шельфа часто представляет собой волнистую равнину, осложненную плато неправильных очертаний и широкими подводными долинами. На отдельных участках в рельефе равнин преоб­ладают холмы со сглаженными вершинами и небольшие глубокие котловины [Vanney, Johnson. 1979].

Бугристый рельеф внутренней части шельфа имеет различное происхождение. На многих участках бугры и гряды совпадают по направлению с дизъюнктивными дислокаци­ями и имеют угловатые контуры. Встре­чается и другой тип бугров и гряд. Они имеют мягкие и плавные очертания, обусловленные ледниковым сглаживанием выступов корен­ных пород. Часто бугры представляют собой чисто аккумулятивные образования, созда­ющиеся в местах выпадения моренного мате­риала из айсбергов, долгое время находив­шихся среди морского неподвижного льда или севших на мель. Постепенно подтаивая, эти айсберги в конце концов уносятся течениями, оставляя на дне скопления песчано-глини- стого материала, щебня и валунов.

Для внешнего шельфа характерны также депрессии, тянущиеся субпараллельно бере­гам континента. Поперечный профиль депрессий, как правило, асимметричен: бли­жайший к берегу склон всегда круче отдален­ного. Происхождение этих форм связано, по- видимому, с молодыми разломами на краю материка, возникшими при осцилляциях периферической части ледяного купола и соответствующих изменениях нагрузки льда на земную кору [Живаго. 1978].

Изучение Антарктиды — одна из замеча­тельных страниц в истории человечества. Она изобилует примерами мужества,, само­отверженности, верности долгу, примерами настоящего международного сотрудничества и взаимопомощи ученых разных стран.

В Антарктиде нет постоянных поселений, нет промышленности, государственных гра­ниц. Правда, многие научные станции (напри­мер, советская станция Мирный) существуют уже десятилетия. Однако это научные стан­ции, и вся деятельность людей в Антарктиде прежде всего научная деятельность.

1 декабря 1959 г. на международной конфе­ренции в Вашингтоне СССР, США, Англия, Франция, Бельгия, Норвегия, ЮАР, Аргенти­на, Чили и Япония подписали Договор об Антарктике. Этот Договор запрещает любые мероприятия военного характера и обеспечи­вает свободу научных исследований в Антар­ктиде. В соответствии с этим Договором мно­гие страны уже несколько десятилетий прово­дят успешное изучение Антарктиды, оказы­вая друг другу помощь и свободно обменива­ясь информацией. Ведущую роль в исследова­ниях Антарктиды играют советские ученые. Одним из основных итогов их научной деятельности является фундаментальный Атлас Антарктики, изданный в СССР в 1966 г.

Перед читателем была развернута разно­образная и в высшей степени сложная кар­тина строения морских берегов всех конти­нентов. Были охарактеризованы природные процессы, протекающие в береговой зоне различных районов земного шара, показаны характер и степень освоенности берегов хо­зяйственной деятельностью человека.

Какие научные выводы самого общего характера следуют из этого рассмотрения?

Общие закономерности динамики морских берегов

Прежде всего материал региональных час­тей книги подтверждает справедливость ос­новных теоретических положений учения о морских берегах, изложенных во вступитель­ной части книги. Мы еще раз убедились, что береговая зона состоит из двух тесно взаимо­связанных элементов — берега и подводного берегового склона. При этом берег — это одновременно граница суши и моря, а подвод­ный береговой склон — это верхняя, т. е. наи­более мелководная, часть шельфа. Таким образом, береговая зона связывает прибреж­ные пространства суши с подводной окраиной материка, ближайшей к суше частью которой является шельф.

На приведенном выше материале мы убе­дились также, что действующие здесь силы, процессы, создающие морские берега, формы рельефа береговой зоны, характер образующихся здесь отложений, формы эко­номического использования берегов настолько своеобразны, что выделение бере­говой зоны в отдельный природный объект не только бесспорно, но и с точки зрения целесообразности совершенно необходимо.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Региональный материал убедительно сви­детельствует о том, что важнейшими физи­ческими процессами, создающими береговую зону, являются трансформация и рассеивание механической и тепловой энергии морских волн при их взаимодействии с литосферой. Трансформация волн и рассеивание их энер­гии определяются силой волнения, уклоном подводного берегового склона, прочностью пород, слагающих берег, составом рыхлых отложений и прежде всего балансом наносов береговой зоны. Наряду с энергией морского волнения в береговой зоне — ив большой степени в зависимости от тех же условий, т. е.

от скорости течений, уклона дна и количества наносов, — здесь же происходит трансформа­ция энергии течений, в первую очередь при­ливных и волновых, а также ветровых (дрей­фовых), из которых наиболее значительны нагонные течения.

Деятельность гидродинамических факто­ров в сочетании с такими условиями их прояв­ления, как уклоны подводного склона и баланс наносов, определяет развитие берега по абразионному или аккумуляционному пути, формирует либо различные абразион­ные, либо аккумулятивные образования. На это наслаивается действие множества других природных процессов — биогенных, химичес­ких, обусловленных деятельностью рек, ветр^, гравитационных и др., что также соз­дает свои формы рельефа, такие, как дельты, ватты, коралловые рифы, термоабразион­ные береговые формы, карстовые образова­ния, корки цементации и оолитовые наносы, обвальные и оползневые формы. При этом влияние всех факторов, включая и волнение, приобретает, как мы убедились, определен­ную специфику в тех или иных физико-гео­графических зонах, т. е. береговые формы и процессы в целом подчинены общим законо­мерностям физико-географической зонально­сти (что, естественно, не исключает и воздей­ствия азональных факторов).

Закон широтной зональности береговых процессов и форм проявляется прежде всего в зональном распределении процессов абразии и аккумуляции, что обусловлено параме­трами и повторяемостью волн в разных физико-географических зонах, с одной сторо­ны, и количеством и крупностью обломоч­ного материала, поступающего в береговую зону, — с другой. На все зональные проявле­ния накладываются азональные влияния, которые определяются прежде всего геологи­ческим строением (литологическим и тетро- графическим составом пород, тектонической структурой, движением земной коры), но они не могут полностью стереть действие зональ­ных факторов, которые в сочетании с ними, создают неповторимые ландшафты берего­вых районов различных климатических зон.

Из азональных факторов для формирова­ния и развития берегов наиболее суще­ственны прежде всего геологические факто­ры. Однако они в основном создают те или иные условия проявления берегоформиру-
ющих процессов. Мы уже убедились, что гор­ные породы, слагающие берег, в зависимости от прочности быстрее или медленнее подда­ются размыву, различный состав пород опре­деляет состав и свойства продуктов их разру­шения, что влияет на интенсивность посту­пления обломочного материала в береговую зону, т. е. на аккумулятивные процессы. Ска­занное относится не только к материалу, образующемуся в результате абразии, но и к аллювию рек, образующему основную массу исходного материала, из которого формиру­ются морские наносы. Тектоническое погру­жение или поднятие берегов, как и повыше­ние уровня океана или его понижение, также важнейшие азональные факторы. Они акти­визируют или, напротив, ослабляют интен­сивность абразионно-аккумулятивного про­цесса, создают предпосылки для развития берега по тому или иному пути.

В каждый данный момент современная динамика береговых форм зависит прежде всего от интенсивности волнения, его направ­ления относительно линии берега, от уклонов прибрежного дна и от баланса наносов в бере­говой зоне. Но для развития береговой зоны в историческом плане колебания уровня — независимо, относительные или абсолютные, — приобретают первостепенное значение. Сложное сочетание эвстатических изменений уровня и собственно тектонических движений побережья определяет историю развития береговой зоны, современная динамика кото­рой обусловлена волновыми процессами. Последние способны в геологическом пони­мании «мгновенно» перерабатывать берега, тогда как относительные и абсолютные коле­бания уровня океана приводят к медленным однонаправленным или ритмичным измене­ниям побережий.

Региональный материал подтверждает справедливость разделения береговой зоны на три динамические подзоны: 1) колебатель­ных движений воды (пространственно соответствующие подводному береговому склону) от глубины начала движения наносов на дне до границы с подзоной разрушения; 2) разрушения волн; 3) действия прибойного потока (от места последнего разрушения волны до вершины заплеска). Каждая из этих подзон отличается характером траекторий частиц воды и обломочного материала (см. часть I).

Взаимодействие асимметричных волновых колебаний воды, стоковых течений и силы тяжести в условиях поперечного перемеще­ния обломочных частиц приводит к тому, что перемещение частиц разной крупности проис­ходит с разной скоростью и нередко в проти­воположных направлениях. В условиях кру­того подводного берегового склона (уклон >0,03) наносы под действием силы тяжести оттягиваются на дно, к основанию подвод­ного склона. При малых уклонах (<0,03) обломочный материал крупностью более 0,1—0,05 мм выбрасывается на берег, образуя надводные аккумулятивные террасы и бере­говые и островные бары. В ходе этого про­цесса происходит дифференциация наносов по гранулометрическому составу, и крупные частицы создают пляжи надводных аккуму­лятивных террас, баров и других берего­вых аккумулятивных форм, а мелкие ухо­дят на подводный береговой склон, приоб­ретая здесь характерную волновую сорти­ровку.

Пля^и, как элементарные аккумулятивные формы, дают начало всем членам сложного семейства береговых аккумулятивных форм. На абразионных берегах пляжи, даже если они временные, служат гасителями энергии волн и при умеренном _v волнении надежно защищают берег от прибоя. Именно по этой причине все «активные» методы защиты берегов в конечном счете сводятся к тому, чтобы создать условия для формирования пляжа вдоль разрушаемого берега.

При подходе волн под острым углом к берегу происходит продольное перемещение наносов, причем наряду с собственно волне­нием энергетическим фактором такого пере­мещения является и вдольбереговое волновое течение. Под совместным действием волно­вых колебаний воды и волнового течения зна­чительные массы наносов перемещаются вдоль берега, образуя вдольбереговой поток наносов. Протяженность их может, как мы видели, достигать десятков и даже сотен километров. При соответствующих измене­ниях угла подхода или силы волнения перено­сящая способность «потока» снижается, мате­риал выпадает из движения, из него строится та или иная аккумулятивная форма. Мы имели возможность неоднократно убедиться в том, что большинство береговых аккумуля­тивных форм на берегах морей создано при
сочетании продольного и поперечного пере­мещения наносов.

В большинстве случаев на берегах океанов береговые аккумулятивные формы образу­ются преимущественно в результате попере­чного перемещения наносов. Благодаря боль­шим параметрам волн и завершенности про­цесса рефракции при подходе к берегу волны на океанских берегах подходят к зоне разби­вания под прямым углом и обеспечивают при этом массовые выбросы наносов с подвод­ного склона на пляж. В настоящее время это важнейший процесс развития аккумулятив­ных океанских берегов, имеющий планетар­ное значение. Благоприятным условием для него является наличие больших запасов нано­сов на дне, отложившихся в условиях более низкого положения уровня океана в леднико­вое время в прибрежной части шельфа, а также соответствующий режим океанского волнения.

Энергия волны морско­го прибоя гасится на небольшом пляже. Дальний Восток

Таким образом, для океанских берегов главным фактором развития являются длин- нопериодные волны зыби, которые полно­стью испытывают рефракцию при прохожде­нии над подводным береговым склоном и обеспечивают преимущественно поперечное перемещение наносов, тогда как на берегах морей господствуют короткопериодные штормовые волны, под действием которых возникают мощные вдольбереговые потоки наносов и крупные по размаху миграции нано­сов. Конечно, в отдельных случаях возможно вдольбереговое перемещение и на океанских берегах, как возможно поперечное по пре­имуществу перемещение наносов на берегах внутренних и окраинных морей, но мы гово­рим здесь о господствующих тенденциях.

Региональный обзор свидетельствует о широком распространении абразионных берегов. Как известно, в процессе абразии возникают клиф и прилегающий к его подно­жию бенч. По мере развития абразионного процесса происходит расширение и выпола- живание бенча, что в конечном счете приво­дит к затуханию, а затем и к полному прекра­щению абразии. Нельзя не заметит», что большинство клифов, выработанных в скаль­ных породах, в настоящее время малоактив­но. Например, абразионные уступы на бере­гах Приморья (советские берега Японского моря) сформировались в основном во время плейстоценовых трансгрессий, сейчас же они если и отступают, то с ничтожной скоростью.

Более 52% протяжения берегов Мирового океана сохраняет бухтовое расчленение кон­тура, приобретенное в ходе послеледниковой трансгрессии в результате проникновения вод трансгрессирующего моря в понижения рель­ефа прибрежной поверхности суши. Как показывает приведенный выше фактический материал, выравнивание берегового контура ингрессионного типа расчленения возможно лишь при обильном поступлении обломоч­ного материала и при податливости пород, слагающих берега, воздействию волн. Фиорды Норвегии и Кольского п-ова, риасы Северо-Западной Испании практически не
испытали выравнивания, тогда как, напри­мер, фиордовые берега Корякского побе­режья, находящегося в иных условиях посту­пления наносов в береговую зону и сложен­ного менее прочными породами, существенно выровнены. Как мы могли убедиться, вырав­нивание берегов осуществляется как среза­нием мысов абразией, так и заполнением или отчленением заливов аккумулятивными фор­мами.

О большой устойчивости ингрессионного контура берега свидетельствует длительное существование < в открытых водах сравни­тельно небольших островов неправильных очертаний. С другой стороны, при благопри­ятных литологических условиях острова быстро приобретают округлые очертания, как, например, о. Колгуев [Зенкович. 1946]. Ингрессионные берега континентов, сложен­ные легко размывающимися породами, также выравниваются довольно быстро. Таким образом, в процессе выравнивания бухтового ингрессионного берега при прочих равных условиях важнейшее значение при­обретает геологическое строение.

Переходя к общей оценке современного состояния берегов мира, мы можем сказать, что современные берега Мирового океана характеризуются преобладанием низких аккумулятивных берегов, общая протяжен­ность которых составляет около 28,5% от всей протяженности берегов Мирового оке­ана. Это определяется главным образом большой длиной аккумулятивных берегов с выровненным внешним краем аккумулятив­ной террасы и большой длиной лагунных берегов, т. е. берегов, окаймленных берего­выми или островными барами. Об условиях, благоприятствующих такому положению, мы уже говорили выше. Современные берега Мирового океана характеризуются также большой протяженностью берегов, не изме­ненных или слабо измененных морем (35%). Это обусловлено в значительной степени тем, что наиболее глубоко расчлененные ингрес­сионные берега приурочены к полям разви­тия прочных кристаллических пород, мало подверженных абразии (породы первой группы нашей классификации).

Оценивая береговую зону Мирового океана по тенденции берегов к относительному поднятию или относительному погружению, мы убеждаемся из приведенного описания, что действительно в настоящее время име­ет место некоторое преобладание берегов, испытывающих относительное опускание. Вероятно, эта тенденция была бы еще замет­нее, если бы берега, испытывающие гляцио- изостатическое поднятие, не были бы так же широко распространены. По всей вероят­ности, преобладание по протяженности бере­гов, испытывающих относительное погруже­ние, прежде всего отражает современное состояние уровня Мирового океана, испыты­вающего повышение со скоростью от 1 до 3,3 мм/год [Клиге. 1980].

Региональный обзор берегов мира показы­вает, что за последние десятилетия очень важной чертой динамики аккумулятивных берегов является их размыв. Эта особенность современного развития берегов связана как с молодой историей современной береговой зоны, так и с состоянием уровня Мирового океана. Весьма вероятно также, что развитие усугубляется гидротехническими меропри­ятиями, проводимыми в бассейнах рек и неиз­бежно ведущими к дефициту наносов в бере­говой зоне.

Основные этапы развития береговой зоны в голоцене

Как уже упоминалось, при рассмотрении про­цессов развития береговой зоны за сравни­тельно длительный отрезок времени перво­степенное значение приобретают эвстатичес- кие колебания уровня Мирового океана и тек­тонические вертикальные движения берегов. Интегральный результат действия этих двух факторов обычно называют относительными вертикальными колебаниями уровня Миро­вого океана. Сложные соотношения назван­ных факторов определяют интенсивность и направленность береговых процессов, результатом их действия является эволюция побережий океанов и морей. При этом тен­денции, приобретенные ранее, как и формы рельефа, образовавшиеся в недавнем прош­лом, могут сохраняться еще длительное время и влиять на современный ход процес­сов, хотя условия сегодняшнего этапа уже неблагоприятны для их сохранности. Поэтому развитие абразионно-аккумулятив- ного процесса следует рассматривать в исто­рическом плане, на фоне относительных изменений уровня Мирового океана.

Дата добавления: 2015-08-28