Классификация морских берегов и протяженность берегов различных типов
Известно большое число классификаций берегов, предложенных различными авторами, однако вследствие ограниченного объема главы мы не в состоянии их здесь даже перечислить.
|
Разрушенная волнами берегозащитная стенка — «опояска». Вдали видна серия бун. Калининградское побережье Балтийского моря |
Принимая во внимание отличительные факторы развития береговых форм, все берега, как это можно видеть из предыдущего текста, могут быть разделены на: 1) денудационные, т. е. берега, не измененные или слабо измененные морскими береговыми процессами и развивающиеся под воздействием субаэральных, главным образом склоновых денудационных, процессов; 2) берега, сформированные или формируемые исключительно волновыми процессами; 3) осушные — формируемые волновыми процессами при существенном участии таких факторов, как
Таблица 3
Классификация типов морских берегов по генезису и стадиям эволюции береговой линии
Типы берегов, выделенные по стадиям эволюции береговой линии
|
Типы берегов, выделенные по генезису
а) не измененные или слабо
изменен- г) абра-
ные мор- зионно-ак-
скими бе- б) абра- в) абра- куму ля-
реговыми зионные зионные тивные
процес- расчле- выров- расчленен- д) абразионно-аккумулятивные вы-
сами ненные ненные ные ровненные е) акку- ж) акку-
муля- муля- з) аккуму-
тивные тивные лятивные
расчле- выров- размыва-
ненные ненные ющиеся
|
1) Денудационные * *
2) Формируемые волновыми процессами * * * * * * *
3) Осушные * * * ♦ *
4) Дельтовые * * * *
5) Коралловые * * * ♦
6) Фитогенные * * * *
7) Криогенные * * *
8) Техногенные * ♦ * * *
|
приливы-отливы, сгоны-нагоны; 4) дельтовые; 5) коралловые; 6) фитогенные; 7) криогенные — берега, вырабатываемые термоабразией в мерзлых породах и во льду; 8) техногенные.
По характеру процесса эволюции берега (нарастание или отступание) и степени выровненности целесообразно выделять: а) берега, не измененные или слабо измененные морскими береговыми процессами; б) абразионные расчлененные; в) абразионные выровненные; г) абразионно-аккумулятивные расчлененные; д) абразионно-аккумулятивные выровненные; е) аккумулятивные расчлененные; ж) аккумулятивные выровненные; з) аккумулятивные размывающиеся. Обе классификации дополняют друг друга (табл. 3).
С береговой зоной связана разнообразная и экономически важная хозяйственная деятельность человека. Поэтому представляется далеко не праздным вопрос: какова протяженность различных типов берегов и берега Мирового океана в целом? Лабораторией морской геоморфологии МГУ такие измерения были проведены [Лукьянова и Холоди- лин. 1975]. Общая длина береговой линии Мирового океана оказалась равной 777 тыс. км (табл. 4).
Из таблицы следует, что наиболее распространенными являются аккумулятивные
Таблица 4 Длина береговой линии и протяженность берегов различных типов Протяженность типов берегов
|
берега, которые в сумме (расчлененные и выровненные) составляют 28,37% от общей протяженности берегов Мирового океана. Обращает на себя внимание также широкое распространение берегов, не измененных или слабо измененных морем (24,11%).
Раздел 4
МОРСКИЕ ТЕРРАСЫ; ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ МОРСКИХ БЕРЕГОВ
Древние береговые линии и морские террасы
Наряду с современными формами в прибрежной полосе суши и морского дна встречаются различные реликтовые, древние, формы берегового рельефа, образованные при более низком или более высоком, чем современный, уровне моря. Изменения уровня моря в плиоцен-четвертичное время происходили за счет изменения количества воды в Мировом океане в связи с чередованием ледниковых периодов и межледниковий. На основании подсчетов объемов ледников было убедительно показано, что в межледниковья уровень океана повышался не более чем на 10 м над современным, а во время ледниковых эпох его понижение могло происходить на 100—120 м ниже современного уровня [Марков и др. 1968; Каплин. 1973]. Следовательно, если мы обнаруживаем где-либо плейстоценовые береговые формы, расположенные выше 10-метровой изогипсы или ниже 120- метровой изобаты, то их гипсометрическое положение обусловлено тектоническими движениями земной коры.
Комплексы абразионных и аккумулятивных береговых форм рельефа и прибрежных типов отложений, прослеживаемые выше или ниже современного уровня моря, называют древними береговыми линиями. При этом «поднятыми» береговыми линиями называют те, которые находятся сейчас выше, чем современная береговая линия. Они, естественно, изучены лучше, чем «погруженные», т. е. затопленные, находящиеся в настоящее время под водами Мирового океана.
Д. Д. Бадюковым [1982] проведена систематизация признаков древних береговых линий, которые им подразделяются на морфологические, литологические и биогенные. К морфологическим признакам отнесены клиф, бенч, волноприбойные ниши, котлы высверливания, формы прибрежного растворения известняков, все береговые аккумулятивные формы. К литологическим признакам относятся отложения пляжа, бич-рок (своеобразная порода — результат молодой цементации пляжевых отложений), оолитовые пески (оолиты — зерна химически выпавшей из раствора извести, формируются только на малых глубинах), отложения осушек и маршей, лагунные отложения. К биогенным признакам им отнесены ископаемый торф, раковины моллюсков, рифообразующие кораллы. По этим биогенным образованиям при помощи радиоуглеродного метода можно определить абсолютный возраст древних береговых линий.
Морфологически «поднятые» береговые линии чаще всего выражены в виде так называемых морских террас. Обычно морской террасой называют некоторую наклонную или слабо наклонную поверхность морского генезиса с прилегающим к ней уступом, одно- возрастным с этой поверхностью; со стороны моря такая терраса также ограничена уступом, который является более молодым и одновозрастным с нижележащей террасой. Можно различать несколько типов террас в зависимости от их морфологии и происхождения. Наиболее общим разделением их можно считать на береговые и донные террасы. Первые представляют собой по преимуществу древние надводные формы, выраженные серией береговых валов, т. е. это береговые аккумулятивные формы, образовавшиеся при ином по сравнению с современным относительном положении уровня моря. Морской генезис такой формы легко устанавливается по составу осадков и обычно содержащейся в них макро- и микрофауне. Установлению морского происхождения осадков способствует также изучение микрофлоры (например, морских видов или родов диатомовых). Однако высотное положение береговой линии, при котором формировалась эта терраса, может быть определено в большинстве случаев лишь приблизительно. Если речь идет о бесприливном море, то можно считать, что на умеренно приглубом берегу превышение берегового вала над уровнем воды в море может составлять до 2 м, следовательно, высота уровня, при котором формировалась данная терраса, должна примерно равняться высоте ее поверхности минус 2 м.
Чаще исследователь встречается с донными террасами, которые представляют собой сочетание береговой формы, выраженной в виде клифа, и участка бывшего подводного склона. Нередко наблюдается серия или лестница таких террас. В каждой из них различаются следующие элементы: тыловой шов, уступ, поверхность, бровка террасы. В зависимости от того, каково геологическое строение террасы, можно различать террасы аккумулятивные (полностью сложенные рыхлыми морскими осадками, геологически одновозрастными ее поверхности), цокольные (только верхняя часть разреза террасы сложена морскими одновозрастными ей отложениями) и коренные, или абразионные (терраса целиком выработана в породах старше ее по возрасту).
Для выяснения истории развития рельефа морского побережья представляет интерес задача прослеживания террас вдоль берега, т. е. возникает необходимость сопоставления высот террас, выявленных исследователями на разных поперечниках.
Морские террасы на Чукотке |
Высоту террасы следует определять по высоте ее тылового шва, т. е. подножия одновозрастного с ней уступа, так как в большинстве случаев он соответствует положению береговой линии во время образования поверхности террасы. Неправильно определять высоту террасы по ее бровке, так как в зависимости от того, насколько была разрушена данная терраса во время формирования более молодой, располагающейся ниже ее террасы, отметки на бровке одной и той же террасы на разных ее поперечниках могут сильно различаться.
Морские террасы в районе Сухуми [по Федорову. 1978]. Литологический состав: 1 — песчаники и мергели флиша, 2 — песок, 3 — галька, 4 — супесь |
|
Затопленные древние береговые линии также различают прежде всего по их батиметрическому положению. При этом допускается, что встреченные на соседних профилях на одной и той же глубине древние береговые линии идентичны, т. е. одновозрастны. Это допущение по возможности проверяется и по другим признакам, например таким, как состав отложений, слагающих береговые формы, состав и возраст встреченной в них фауны, абсолютный возраст и др.
Изменение уровня океана за последние 5—6 тыс. лет [по Д. Д. Бадюкову. 1978]. Континентальные побережья: 1 — гляциоизо- статические поднятия берегов, 2 — уровень за последние 5—6 тыс. лет не превышал современный, 3 — уровень поднимался выше современного на несколько метров, 4 — уровень достиг высоты современного 5 тыс. лет назад и с тех пор практически оставался постоянным, 5 — области современного оледенения. Мировой океан: I — уровень в течение последних 5—6 тыс. лет постепенно поднимался до высоты современного, II — уровень достиг высоты современного 5 тыс. лет назад и с тех пор практически оставался постоянным, III — уровень поднимался выше современного на 2—3 м
Если мы построим график изменений высот террас вдоль какого-либо участка побережья, то получим чертеж, который называют спектром террас. На таком графике нетрудно выделить участки побережья, испытавшие со времени образования террасы бблыние или меньшие поднятия или опускания, или же установить стабильность тектонических условий на данном отрезке побережья.
В течение нескольких последних десятилетий одним из дискуссионных был вопрос о характере и масштабах послеледниковой трансгрессии.
|
Трансгрессия океана, вызванная таянием покровных ледников последнего (валдайского, вюрмского, висконсинского) оледенения, называется позднепослеледниковой, или фландрской. Во время оледенения уровень Мирового океана в результате того, что около 35 млн км3 его вод было законсервировано в ледниковых покровах, был ниже современного на 90—100 м (по мнению некоторых исследователей — на 130 м). При таянии и отступании покровных ледников Европы и Америки 18—17 тыс. лет назад уровень океана начал подниматься, при этом затоплялись пространства современного шельфа. Название «фландрская трансгрессия» предложено Дж. Дебуа [Dubois. 1924], исследовавшим низкие террасы северного побережья Франции и Бельгии. В настоящее время намечается тенденция сделать этот термин общеупотребительным по отношению к последней послеледниковой трансгрессии.
Фландрская трансгрессия разделяется на два этапа: верхнеплейстоценовый (17—6 тыс. лет назад) — период быстрого подъема уровня со скоростью 9 м в тысячелетие, голо- ценовый (от 6 тыс. лет назад до наших дней) — период постепенного замедления подъема уровня от 4 до 1 м в тысячелетие или его колебаний относительно современного нуля глубин. Характер трансгрессии во время первого этапа не вызывает сомнений у большинства
исследователей: она развивалась стремительно и затапливала верхнюю часть современного шельфа. Вероятно, существовали этапы ускорения и замедления подъема уровня океана.
Относительно изменений уровня океана последние 6 тыс. лет недавно существовали два основных мнения: 1) уровень океана медленно и непрерывно повышался, асимптотически приближаясь к современному положению, которого он достиг лишь совсем недавно и никогда не поднимался выше его (Ф. Шепард); 2) уровень моря впервые достиг современного положения 6 тыс. лет назад и с тех пор подвергался небольшим положительным и отрицательным колебаниям. Р. Фейрбридж [Fairbridge R. 1961] считает, что уровень океана 5,0 и 3,7 тыс. лет назад превышал современный на 3—4 м. Соответственно эти пики фландрской трансгрессии получили название древней и молодой перонских стадий. После ряда мелких осцилляций 2,3 и 1,2 тыс. лет назад уровень вновь поднимается до отметки 1,5 м (соответственно стадии абролхос и рот- тнест).
Однако исследования последних лет, проведенные по проектам Международной программы геологической корреляции, позволили более полно изучить процесс распределения талых ледниковых вод по поверхности Мирового океана [Каплин и др. 1982а; Devoy. 1987]. По модели, разработанной Дж. Кларком, У. Фаррелом и У. Пельтье [Clark et al. 1979], перераспределения масс воды и льда на поверхности Земли вызывают региональные изменения гравитационного потенциала и приводят к различному по амплитуде поднятию уровня океана. Этими авторами выделено несколько зон с неодинаковыми изменениями уровня в голоцене.
Сравнения теоретической количественной модели с фактическими данными по фландрской трансгрессии в целом подтверждают выводы Дж. Кларка с коллегами. Хакое сравнение на основании компьютерного анализа многочисленных радиоуглеродных дат проводилось В. Ньюманом [Newma et al. 1980]. Построенные по датам кривые изменения уровня океана за 6 тыс. лет в различных районах сильно различаются: в умеренных широтах северного полушария трансгрессия не превышала современный уровень океана, что согласуется с известной общепланетарной кривой Ф. Шепарда [Shepard. 1961], а в южном полушарии уровень океана в то же время колебался около современного положения, как было показано в свое время Р. Фейрбриджем. Подтверждение расчетов, сделанных по модели, было получено и Д. Д. Бадюковым [1982], который на основании фактических данных выделил шесть районов Мирового океана, совпадающих с теоретически рассчитанными зонами различного по амплитуде подъема уровня талых ледниковых вод.
На изменения уровня моря во время фландрской трансгрессии, имевшей гляцио- эвстатическую природу, накладывались новейшие тектонические деформации побережий, изостатические поднятия районов древнего и современного оледенения, сильные штормовые нагоны и т. п. Поэтому анализ морфологических индикаторов трансгрессии сложен и требует комплексного подхода.
Фландрская трансгрессия имела огромное влияние на формирование шельфа и побережий [Каплин. 1973]. Благодаря тому что в период трансгрессии береговая зона мигрировала вверх по шельфу, в толщу его осадков оказались закономерно включены субаэраль- Ные и береговые образования. Современная береговая линия начала развиваться только после того, как уровень океана достиг близких современному нулю глубин отметок. С этой точки зрения можно считать, что возраст современной береговой линии — 6 тыс. лет и она является продуктом фландрской трансгрессии.
О современных относительных вертикальных движениях берегов Мирового океана
На вертикальные движения поверхности прибрежной суши накладывается общее для всех берегов океана эвстатическое повышение уровня Мирового океана. Гидрологи определили скорость этого процесса: оказалось, что по наблюдениям по футштокам за период 1924—1964 гг. уровень повышается ежегодно в среднем на 2,3 мм [Калинин и др. 1976]. Если же судить о скоростях поднятия уровня за последнее тысячелетие, то оно составляет около 1 мм/год. Там, где происходит абсолютное погружение берега, эвстати- ческое повышение уровня усиливает относительный эффект погружения; там, где происходит тектоническое поднятие берега, эвста- тическое повышение уровня либо ослабляет, либо нейтрализует его эффект.
Поскольку практический интерес представляет вопрос, затопляется или осушается берег, то целесообразно говорить именно об относительных вертикальных движениях берегов, т. е. о суммарном эффекте тектонических, изостатических и эвстатических движений. Наши исследования показали, что из 238 футштоков мира лишь немногие расположены в тектонически стабильных условиях, т. е. и футштоки в основной своей массе показывают не абсолютные, а относительные изменения уровня Мирового океана.
Количество футштоков не столь велико, чтобы только по их показаниям можно было судить о современных относительных вертикальных движениях берегов Мирового океана. С меньшей точностью, в известной мере гипотетически, такие представления можно получить исходя из того, что тому или иному типу вертикальных движений берега соответствует тот или иной геоморфологический тип берега [.Никифоров, Соловьева. 1975]. Специальное исследование этого вопроса показало, что аккумулятивные, в особенности лагунные, берега наиболее типичны для погружающихся берегов; выровненные абразионные и абразионно-аккумулятивные — для стабильных в тектоническом отношении берегов; слабо изменены морем берега, испытывающие быстрые тектонические поднятия. Выяснено также, что очень большие скорости вертикальных движений берегов характеризуют побережья, подверженные воздействию изостатического фактора. В связи с этим максимальная скорость поднятия берега (до 5—14 мм/год) отмечается в областях интенсивного послеледникового изостатического поднятия — в Канаде, на Балтийском щите, на Шпицбергене, а значительные погружения — в Гренландии и Антарктиде.
Значительные отрицательные вертикальные движения берегов свойственны прибрежным низменностям, сложенным мощной толщей рыхлых осадков. По ряду свидетельств можно судить, что такие движения связаны с гравитационным уплотнением осадков. Особенно подвержены уплотнению и соответственно «усадке» поверхности торфянистые отложения. В частности, илистые и мангровые берега низменностей тропических и экваториальных стран испытывают интенсивное погружение именно в силу этого фактора. Воздействие на устойчивость берега «усадки», по-видимому, не меньше, чем воздействие изостатического фактора.
Эффект усадки рыхлых отложений, слагающих аккумулятивные побережья, усугубляется в том случае, если на таком побережье расположен крупный город. Уплотнение осадков усиливается под тяжестью городских строений и сооружений. Так, в дельте Миссисипи в окрестностях Нового Орлеана относительное погружение составляет от 1,2 до 4,9 мм/год. Под Шанхаем земная поверхность погружается со скоростью более 10 см/год, близка к этой величине (несколько сантиметров в год) скорость погружения Венеции.
Интересно, что там, где следовало бы ожидать максимальных скоростей вертикальных движений берегов, — на побережьях геосинклинальных областей недавнего альпийского орогенеза — скорости относительных поднятий или опусканий оказываются не так велики. Это свидетельствует, очевидно, о том, что «нормальные» (т. е. не связанные с такими катастрофическими явлениями, как землетрясение, вулканические, грязевулканичес- кие извержения, или не обусловленные изо- стазией и усадкой грунта) скорости собственно тектонических вертикальных движений намного меньше тех, которые часто приводятся в популярной литературе.
Некоторые участки берегов, возможно, испытывают значительные скорости относительных движений уровня океана в связи с рифтогенезом. Например, большая скорость поднятия голоценовых террас на северных берегах Шпицбергена (до 1,5—2 мм/год), возможно, связана с влиянием хр. Гаккеля — одного из звеньев системы срединно-океани- ческих хребтов. Следует ожидать высокие скорости движений земной коры на побережьях Аденского залива и Красного моря, а также Калифорнийского залива, но мы, к сожалению, не располагаем подобными сведениями.
Табл. 5, как и карта (см. форзац), показывает, что максимальная протяженность берегов, испытывающих большие скорости относительного поднятия или погружения (более + 5 мм/год), приходится на гляциоизостатичес-
кие области, берега стабильные распространены главным образом на окраинах докайно- зойских платформ. Берега со скоростями движений +1—5 мм приурочены к областям изо- статических движений и геосинклинальных областей, а берега, погружающиеся со скоростью 1—5 мм, главным образом приурочены к геосинклинальным и платформенным областям, причем большую часть их составляют берега, характеризующиеся уплотнением и усадкой слагающих их отложений.
Таблица 5 Относительные вертикальные движения берегов Мирового океана в разных тектонических зонах (протяженность в %) Неотектоническая характеристика побережья
|
В целом может быть сделан вывод о том, что на земном шаре преобладают берега, относительно погружающиеся и стабильные, что прежде всего отражает эвстатический характер современного наступания океана на сушу. В настоящее время этот процесс привлекает большое внимание, так как подъем уровня океана не только способствует размыву берегов, но и, если скорость повышения уровня будет возрастать вследствие так называемого «парникового эффекта», делает более реальной опасность затопления прибрежной суши со всеми вытекающими из этого отрицательными последствиями, существенно усложняющими деятельность человека на побережьях.
Глава II
БЕРЕГА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА
|
Раздел 1
КРАТКИЙ ОБЗОР ПРИРОДНЫХ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ И ХОЗЯЙСТВЕННОГО ОСВОЕНИЯ БЕРЕГОВ РЕГИОНА
Геологические и геоморфологические условия формирования берегов
Северный Ледовитый океан — наименьший из всех океанов, его площадь (14,7 млн км2) в 12 раз меньше площади Тихого и в 6 раз меньше Индийского. Почти вся акватория океана лежит за полярным кругом. Специфичной особенностью Северного Ледовитого океана является то, что большая часть (около 70%) площади его дна находится в пределах подводных окраин материков. Данное обстоятельство определяет широкое развитие шельфа (более 45%) и наименьшую по сравнению с другими океанами среднюю глубину (1225 м, при максимальной 5527 м).
Для удобства дальнейшего рассмотрения природных условий целесообразно выделять в Северном Ледовитом океане три региона — Арктический, Норвежско-Гренландский и Канадский. Арктический регион состоит из глубоководного Арктического бассейна и подводных материковых окраин. Между 10 и 170° в. д. это подводная окраина Евразийского континента. Северный полюс расположен в Арктическом бассейне. Между 10 и 167° з. д. Арктический бассейн окаймлен материком Северной Америки и составляющими с ним единое структурно-геологическое целое Гренландией и островами Канад: ского архипелага. Норвежско-Гренландский регион соответствует Норвежско-Гренланд- скому бассейну. Кроме этих общепринятых подразделений мы предлагаем море Баффи- на, проливы Канадского архипелага и Гудзо- нов залив выделить в виде третьего региона — Канадского.
Северный Ледовитый океан окаймляют, частично также продолжаясь под его водами, следующие важнейшие материковые тектонические структуры: Северо-Американская древняя платформа; Исландско-Фарерский выступ каледонской Европейской платформы; Русская древняя платформа с Балтийским щитом и лежащая практически полностью под водой Баренцевоморская древняя платформа; Уральско-Новоземельское горное сооружение; Западно-Сибирская молодая платформа и Хатангский прогиб; Сибирская древняя платформа; Верхоянско-Чукотская складчатая страна.
Рельеф суши североамериканской окраины Северного Ледовитого океана характеризуется преобладанием холмистых, невысоко поднятых денудационных равнин и низкого- рий. Как те, так и другие несут повсеместные следы недавней ледниковой обработки. Для северо-западного прогиба наиболее типичны аккумулятивные равнины с мерзлотными формами рельефа.
Крупные острова на севере Канадского архипелага (Земля Элсмир, Девон, Аксель- Хейберг), как и северная часть Баффиновой Земли, имеют горный ледниковый рельеф. Обширные пространства здесь заняты ледниковыми щитами с торчащими над их поверхностями скалистыми пиками и гребнями — нунатаками. Максимальные высотные отметки на Земле Элсмир близки к 3000 м. Окраинные зоны этих горно-ледниковых областей расчленены ледниковыми долинами — трогами, широко распространены другие формы ледниковой денудации.
Дата добавления: 2015-08-28; просмотров: 55 | Нарушение авторских прав
| <== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |
