С обеих сторон томболо образовались широкие заливы с песчаными пляжами — Фолс-Бей и Столовая бухта, в вершине которой находится искусственная гавань крупнейшего порта этого побережья — Кейптауна. Город раскинулся у подножия величественной Столовой горы (выс. 1087 м), которая сложена палеозойскими песчаниками, образующими плоскую вершину. В западной части города располагаются курорты, однако купание здесь ограниченно, поскольку температура океанской воды из-за влияния холодного Бенгельского течения редко поднимается выше 14° [Grove. 1967]. В этом отношении более благоприятны условия на пляжах залива Фолс-Бей, который прогревается до 20°.
Высокие клифы, прибрежные каменистые островки, протяженные пляжи (особенно в вершинах заливов и бухт), сложенные белым кварцевым песком, благоприятный субтропический климат, сходный со средиземноморским климатом Атласских гор (в Кейптауне средняя температура самого теплого месяца +21°, самого холодного +12°, осадков — 650
Песчаный пляж у Клифтона — пригорода Кейптауна на западном берегу полуострова Кейп. Холодные воды Южной Атлантики ограничивают здесь купание, а всего за 12 миль (около 21 км) отсюда восточный берег полуострова омывается теплыми, хотя и менее чистыми водами залива Фолс-Бей |
мм/год), вечнозеленая кустарниковая и лесная растительность, фруктовые сады и виноградники (в основном у подножия горный хребтов)— все это выгодно отличает южный отрезок побережья от более северных районов с их полупустынными ландшафтами.
Большое развитие получили абразионные берега. Клифы выработаны обычно в палеозойских песчаниках, сланцах и кварцитах, слагающих Капские горы, а также в гранитных интрузиях. Иногда (в частности, на береговом выступе южнее бухты Сент-Хелина) размываются остатки третичных известняковых массивов. Именно с длительной абразией известняковых пород некоторые исследователи [Marker. 1976] связывают обогащение береговой зоны карбонатом кальция, что
привело в свое время к литификации плейстоценовых береговых валов и дюнных гряд, которые благодаря этому хорошо сохранились в рельефе прибрежной береговой платформы.
Реликтовые береговые и эоловые формы, сложенные калькаренитами, широко развиты на участке между заливами Салданья и Фолс- Бей. Они образуют серию заметно размытых гряд на песчаной равнине Кейп-Флэтс юго- восточнее Кейптауна. Нередко они спускаются под урез, образуя на подводном береговом склоне серию каменистых рифов. С трансгрессивным затоплением позднеплей- стоценового эолового рельефа связано образование лагуны Лангебан в тыловой части залива Сальданья [Flemming. 1977], которая отделяется от океана комплексом реликтовых литифицированных дюнных гряд.
В целом берег южного отрезка побережья носит абразионно-аккумулятивный бухтовый характер. Завершающий его м. Игольный — самая южная точка Африканского континента — сложен палеозойскими песчаниками и ограничен крутыми клифами.
Глава IV
БЕРЕГА ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА
|
Экзотично выглядят берега Индийского океана
|
Индийский океан занимает площадь, равную 74,9 млн км2, и расположен в основном в южном полушарии. Большая часть океана имеет естественные границы, которые образуют материки Африка, Азия и Австралия. На юго-западе и юго-востоке широкие проское, крупные заливы — Аденский, Оманский, Бенгальский, Карпентария, Большой Австралийский. Острова в Индийском океане сосредоточены в основном в западной поло-
|
ходы соединяют Индийский океан с Атлантическим и Тихим. На этих участках границы между океанами условно проводят от южной оконечности Африки — м. Игольного (Агульяс), вдоль 20° в. д. и от южной оконечности о. Тасмания, м. Юго-Восточного, вдоль 147° в. д. Наиболее сложна граница Индийского океана на северо-востоке, где она идет по северной части Малаккского пролива, юго-западным и южным берегам Больших и Малых Зондских островов, юго-западному берегу Новой Гвинеи и Торресову проливу [Канаев и др. 1975].
На севере Индийского океана расположены средиземные моря — Красное и Персидский залив, окраинные моря — Аравийское, Андаманское, Тиморское и Арафурвине. Наиболее крупные из них (Мадагаскар, Тасмания, Шри-Ланка, Сокотра) имеют материковое происхождение, а остальные отличаются небольшими размерами и представляют либо надводные вершины вулканов (Кергелен, Крозе, Принс-Эдуард, Амстердам, Сен- Поль), либо коралловые атоллы (Лаккадивские, Мальдивские, Чагос, Амирантские, Фаркуар, Кокосовые и др.), либо вулканические острова, окаймленные коралловыми рифами (Маскаренские, Коморские, Андаманские, Никобарские). Особое место занимают Сейшельские о-ва, поскольку в пределах ложа океана они являются единственными, имеющими в основании земную кору материкового типа.
Раздел I
КРАТКИЙ ОБЗОР ПРИРОДНЫХ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ БЕРЕГОВ РЕГИОНА
Геологические и геоморфологические особенности строения побережья и подводной окраины материков
Большая часть материков, окружающих Индийский океан, в тектоническом отношении представляет собой древние платформы, сложенные комплексами кристаллических пород архея и протерозоя, перекрытыми осадочным чехлом. Только на небольших отрезках побережья Индийского океана развиты горы альпийского складчатого пояса с межгорными впадинами и краевыми прогибами альпид. К этой области относятся северные побережья Персидского залива и Аравийского моря, крайняя восточная оконечность Аравийского п-ова, районы Западной Бирмы, Большие и Малые Зондские о-ва. В этих же районах отмечается развитие подводных кайнозойских складчатых систем, связывающих, в частности, воедино Зондские о-ва с Юго- Восточной Азией.
Породы архея и протерозоя, перекрытые элювием, выходят местами на побережье материков (Вост. Африка, Австралия, берега Красного моря), но в большинстве случаев побережье слагают меловые и палеоген- неогеновые осадки, реже отложения юрского возраста и совсем редко (Южная Африка) отложения палеозоя. Очень широко вдоль берегов всех материков развиты морские и аллювиально-морские осадки четвертичного возраста. Они распространены почти на всем протяжении берегов Восточной Африки и о. Мадагаскар, широко представлены на берегах Красного моря, п-ова Индостан — от устья Инда до устья Ганга, на северных и западных берегах Австралии. В Эфиопии, Южн. Аравии, на Западном Мадагаскаре, на Бол. и Мал. Зондских о-вах на побережье встречаются вулканогенные образования, в северо-западной части п-ова Индостан — траппы, перекрытые элювиально-делюви- альными осадками. Для аравийских берегов Персидского залива, берегов Красного моря, Сомали и Западной Австралии характерны эоловые осадки.
Рельеф прибрежной суши Восточной
Приливная осушка на западном побережье Мадагаскара. В центре снимка баобаб |
Вулканическое побережье юга Аравийского полуострова. Мысы представляют собой вулканические постройки или свежие базальтовые потоки |
Африки в общих чертах не отличается большой сложностью. Вся эта обширная территория, включая побережье Красного моря и Аравийского п-ова, представляет собой комплекс возрожденных гор и нагорий, активизированных в новейшее время, развитый в пределах древних платформ, в областях докем- брийской и каледонской складчатости. Строение берегов Красного моря обусловлено рифтовой структурой бассейна, широким распространением бухтовых форм, связанных со сбросовой структурой краевых зон Африканского материка и Аравийского п-ова; они характеризуются распространением грабеновых бухт — «шерм», а также почти повсеместным развитием коралловых сооружений.
Сбросовые берега характерны и для Аденского залива. Мелкобухтовое расчленение берегов Красного моря и Аденского залива
Дюны на побережье острова Мадагаскар |
создает благоприятные условия для строительства морских портов, но обилие коралловых рифов осложняет условия мореплавания.
Развитие трудноразмываемых магматических и прочных осадочных пород на многих участках побережья Сомали и индоокеан- ского побережья Аравии способствует распространению мало измененных морем берегов денудационного типа. Большое место занимают также равнины, плато и низменности древних плит, частично охваченные новейшими погружениями. Северное побережье Персидского залива и Аравийского моря, а также крайняя восточная оконечность Аравийского п-ова представляют собой область развития складчатых и глы- бово-складчатых гор кайнозойской складчатости. Подобные морфоструктуры развиты также в районах Западной Бирмы.
Побережье п-ова Индостан окаймлено горами и нагорьями древних платформ, активизированных в новейшее время, а также краевыми низменностями, охваченными новейшими погружениями. Как правило, к этим низменностям приурочены долины, обширные аллювиальные равнины и дельты крупнейших рек, впадающих в Индийский океан, — Тигра и Евфрата, Инда, Ганга, Иравади, Замбези, Лимпопо.
Вдоль побережья Австралии также широко развит^ краевые низменности, которые опоясывают залив Карпентария, протягиваются почти вдоль всего западнбго берега Австралии и Южной Австралии, в районе впадения р. Муррей. Районы городов Перт и Аделаида характеризуются выходом к океану нагорий древних платформ, активизированных в новейшее время.
Основные морфоструктуры, определяющие крупные черты рельефа прибрежной суши материков, являются тем фоном, на котором в плейстоцене в пределах океанских берегов происходило постоянное взаимодействие морских волн с материковой сушей. В результате этого взаимодействия в береговой зоне всех материков были созданы различные абразионные и аккумулятивные формы рельефа. Особенно большое распространение они получили на берегах низменностей и равнинных областей платформ, а также в пределах крупных дельт, где создавались аллювиально- морские формы берегового рельефа. Р'ыхлые осадки, поступающие на берег и перерабатываемые океанскими волнами, имеют три основных источника. Первым является твердый сток рек, вторым — абразия морских берегов и подводного берегового склона и третьим — осадки, поступающие в береговую зону в результате переноса ветром. Большое, а иногда главенствующее значение имеет созидающая роль коралловых рифов, развитых в тропической зоне Индийского океана. На побережье океана распространены как поднятые коралловые рифы, так и современные и древние береговые аккумулятивные формы рельефа, образованные из кораллового песка — продуктов разрушения волнами коралловых построек.
Все материки Индийского океана окаймлены материковой отмелью, или шельфом, отделенным от ложа океана материковым склоном и материковым подножием. Значительная часть шельфа до глубин по крайней мере 100—120 м несет на своей поверхности следы абразионно-аккумулятивной деятельности океанских волн, протекавшей на фоне глобальных колебаний уровня Мирового океана. Волны деформируются, частично разрушаются на шельфе и в дальнейшем подвергаются рефракции, разворачиваясь своим фронтом по нормали к берегу, обеспечивая тем самым поперечный перенос осадков к берегу. Таким образом, чем шире шельф, тем большим деформациям подвергаются океанские волны и обеспечивается постоянный вынос донного материала к урезу в большем количестве.
У южной оконечности Африки на поверхности обширной банки Агульяс четко проявляются древние абразионно-аккумулятивные формы рельефа. В районе отмели Сафала, у порта Бейра, отмечается сложный рельеф симметричных гряд, разделенных глубокими бороздами, созданными волновыми процессами и современной деятельностью течений. В районе м. Макалонга появляются первые коралловые постройки, представляющие собой небольшие барьерные или окаймляющие рифы, а от бухты Мозамбик до о. Пемба, в пределах территории Кении и Сомали, вдоль берега или вдоль внешнего края шельфа развиты окаймляющие и барьерные рифы, между которыми имеется много широких проходов в лагуны.
Шельф Красного моря, примыкающий как к африканскому берегу, так и к Аравийскому п-ову, имеет значительную ширину за счет существования многочисленных коралловых островов и архипелагов, особенно развитых в южной части моря. Весь Персидский залив по существу является шельфовым водоемом. В юго-западной части залива развито большое количество коралловых рифов. Рельеф северо-западной части Персидского залива связан главным образом с илистыми выносами р. Шатт-эль-Араб и с действием при- ливо-отливных течений, благодаря которым создано большое количество длинных узких гряд и ложбин.
Вдоль северного берега Аравийского моря протягивается пологоволнистая равнина шельфа, амплитуда расчленения которого достигает 100 м. В Камбейском заливе развиты узкие длинные гряды, валы и отмели, между которыми расположены ложбины глубиной до 30 м. Подобные же формы, связанные с действием приливо-отливных течений, а также с эрозионной деятельностью водотоков при более низком уровне океана, развиты и в бухте Лашингтон. Против устья р. Инд шельф и материковый склон прорезает глубокий и узкий каньон Инда, верховья которого вдаются в шельф почти на 90 км, а его вершина на 3 км подходит к устью главного рукава Инда.
Подводная окраина материка в районе о. Шри-Ланка имеет ширину 5—30 км. В Пол- кском проливе, между о. Шри-Ланка и п-овом Индостан, глубины менее 15 м и дно характеризуется большим количеством подводных скал, отмелей и островов. Шельф, опоясывающий юго-восточное побережье п-ова Индостан, имеет ширину от 10 до 45 км и выровненную поверхность. В северной части Бенгальского залива подводная окраина материка связана с огромной дельтой рек Ганг и Брахмапутра. Благодаря громадному твердому стоку этих рек перед дельтой сформировано мелководье до 250 км шириной, выровненная поверхность отмели нарушается отдельными холмами высотой до 150 м и эрозионно- грядовым рельефом, развитым на отмели вдоль края дельты. Здесь же расположен подводный каньон р. Ганг, верховье которого на 150 км вдается в пределы шельфа, а его вершина находится в 30 км от края дельты Ганга.
Материковая отмель вдоль западного берега Бирмы имеет ширину 25—100 км и в связи с большой изрезанностью берегов и обилием островов характеризуется преобладанием сложного и расчлененного рельефа [Канаев и др. 1975].
Около северного берега Австралии все мелководье до о. Новая Гвинея представляет собой материковый шельф, в пределах которого расположены Арафурское, Тиморское моря и залив Карпентария. Именно в районе этого залива шельф имеет наибольшую ширину — около 1000 км — и очень сложный рельеф, связанный с обилием коралловых отмелей и островов. В пределах шельфа Тиморского моря (Сахульский шельф) развиты по крайней мере четыре террасовые поверхности. Учитывая сходство подводного рельефа и рельефа прилегающей суши, считается несомненным эрозионное происхождение Сахульского шельфа, который был залит водами океана только в послеледниковое время [VanAndel, Veevers. 1967].
Подводная окраина материка западного берега Австралии имеет ровный или слегка волнистый рельеф, две подводные террасы с береговыми линиями на глубинах 75 и 150 м. От о. Эскейн до м. Бувар на шельфе прослеживается продольный вал, гребень которого расположен на глубине 24—40 м.
Шельф Большого Австралийского залива имеет ширину 100—220 км и представляет собой ровную полого наклоненную к югу поверхность, а Бассов пролив представляет собой обширное мелководье с глубинами не более 100 м и большим количеством отмелей и островов, между которыми развит эро- зионно-аккумулятивный рельеф, связанный с деятельностью приливо-отливных и постоянных течений.
Климатические и гидрологические условия
Температура воздуха и.прибрежных вод. Средняя зимняя температура воздуха распределена почти зонально, и изменения температуры происходят в основном в меридиональном направлении, а вдоль параллелей она почти постоянна. В экваториальном поясе максимальные температуры воздуха наблюдаются на востоке океана, а в тропическом поясе западная часть Индийского океана на 3—4° теплее восточной.
Наиболее высокие средние месячные температуры воздуха (до 28° летом южного полушария) наблюдаются между экватором и 20° ю. ш., в переходные сезоны смещаются к экватору (10° с. ш. — 10° ю. ш.), а летом северного полушария максимальные температуры воздуха (до 32°) наблюдаются на севере Аравийского моря и Бенгальского залива. Колебания суточного хода темпера- 'туры воздуха над Индийским океаном везде очень малы и не превышают 0,5—1,5° [Ка- наев и др. 1975].
Наибольшая температура воды (выше 34°) наблюдается в августе в Персидском заливе, а относительно высокая температура (29—30°) характерна для восточной части экваториальной зоны. В западной части последней летом наблюдаются аномально низкие температуры (22—23°), что связано с подъемом глубинных вод в системе Сомалийского течения, возникающего под воздействием юго-западного ветра.
В начале зимнего сезона Сомалийское течение меняет свое направление на обратное, и температурная аномалия исчезает.,
Ветры и ветровое волнение, уровень, приливы. Область океана, ограниченная на севере 30° ю. ш., характеризуется устойчивыми ветрами западных румбов со средними скоростями летом 8—14 м/с и зимой 5—10 м/с. В области между 30 и 10° ю. ш. в течение года господствуют пассатные ветры юго-восточного направления со среднегодовой скоростью 5 м/с, причем летом она несколько больше, чем зимой. К северу от 10° ю. ш. расположена область муссонных ветров, изменяющих свою скорость и направление от сезона к сезону. В период летнего муссона (с апреля по октябрь) севернее экватора преобладают юго-западные ветры, а южнее экватора — юго-восточные. Наибольшая средняя скорость муссонного ветра — летом, когда она превышает 8—9 м/с.
С ноября по март над северной частью океана устанавливаются ветры северо-восточ- ного направления. Скорость зимнего муссонного ветра не превышает З-^ м/с. В этот период севернее 10° ю. ш. нередки штили, особенно частые в восточной половине океана.
Зимой штормы редки и их вероятность не превышает нескольких процентов, летом штормы гораздо более частое явление, особенно в Аравийском море, где ветер более 7 баллов имеет повторяемость 40%. Наиболее суровые штормовые условия в Индийском океане в продолжение всего года отмечаются в высоких широтах южного полушария, причем с увеличением географической широты повторяемость ветра большой силы (более 12—15 м/с) резко возрастает. Южная часть Индийского океана летом северного полушария часто бывает недоступна для плавания даже крупных кораблей с современными двигателями и навигационным оборудованием.
В осенне-летнее время севернее экватора в редких случаях ветры достигают ураганной силы (более 29 м/с). В зимнее время ураганы могут возникать в южной тропической зоне. Наиболее часты ураганы (ок. 8 раз в год) на западе океана, в районе Мадагаскара, о-вов Маврикий, Реюньон, Родригес. В центральных районах повторяемость их уменьшается до 4—5, а у берегов Австралии — до 2—3 ураганов в год [Канаев и др. 1975].
В соответствии с ветрами в Индийском океане происходит и распределение ветрового волнения. По характеристикам волнения Индийский океан условно подразделяется на муссонную область, область юго-восточных пассатов между Австралией и Мадагаскаром и южную (антарктическую) область западных ветров. В первой области в период северо-восточного муссона средняя высота волн составляет около 1 м. Летом, особенно в июле — августе, формируются волны высотой более 2 м с повторяемостью более 45%, а в 10% случаев могут быть волны более 6 м высотой. В области пассатных ветров волны высотой до 2 м встречаются в 80% всех случаев, т. е. слабое и умеренное волнение является преобладающим в течение всего года. В южной области повторяемость сильного волнения высотой от 2,1 до 6 м составляет более 50%. Самые крупные волны (выс. до 15 м) были зарегистрированы вблизи о. Кергелен [Канаев и др. 1975]."
Наибольшая величина годовых колебаний уровня наблюдается на севере Аравийского моря (20 см) и Бенгальского залива (14 см), причем низкое стояние уровня приурочено к северо-восточному муссону (сгонные ветры), а высокое — ко времени юго-западного муссона (нагонные ветры). Колебания уровня сравнительно велики в районе о. Мадагаскар, где они составляют около 10 см. На остальной акватории океана величины колебаний уровня составляют от 1—2 до 6—10 см.
Для северной части Индийского океана характерно преобладание полусуточного прилива. Здесь лишь в Аравийском море наблюдаются смешанные приливы: неправильный полусуточный вдоль Аравийского п-ова и неправильный суточный на западном побережье Индостана. Суточные и неправильные суточные приливы развиты у южных берегов Австралии и в Антарктике. Амплитуды прилива в открытом океане невелики и в среднем составляют около 1 м. В антарктической и субантарктической областях амплитуда прилива растет с запада на восток от 0,5 до 1,6 м. Вблизи побережья приливы возрастают до 2—4 м. Максимальные амплитуды приливов отмечаются в проливах между островами, в мелководных заливах. Так, вблизи Бомбея величина прилива 5,7 м, в Бенгальском заливе — 4,2—5,2, а у Янгона —. 7 м, у Северо-Восточной Австралии — 6 м, а в порту Дарвин — 8 м. В остальных районах амплитуда прилива порядка 1—3 м [Канаев и др. 1975].
Основные особенности берегов Индийского океана и их районирование
Особенности береговой зоны Индийского океана определяются геологическим строением материков, плейстоценовыми колебаниями уровня океана, современными волновыми процессами, химической абразией и аккумуляцией, приливо-отливными колебаниями уровня океана, а также такими мощными неволновыми факторами, как твердый сток рек, эоловые процессы и особенно развитие коралловых построек и мангров.
Широкое развитие платформ ла окраинах материков свидетельструет о том, что морские террасы и другие формы берегового рельефа, слагающие побережье и шельф Индийского океана на окраинах платформ, созданы при относительно меньшем участии тектонических движений по сравнению с гля- циоэвстатическими колебаниями уровня бассейна в четвертичное время.
Существенную роль в строении береговой зоны, особенно Красного моря, Аденского залива и западного берега Мадагаскара, играют крупные региональные разломы, определяющие прямолинейность береговой линии или, наоборот, блоковые очертания берегов. В ряде районов, например на юго- западном берегу Красного моря и на севернЬм берегу Аденского залива, основную роль в очертании берегов и в их современном развитии играют остатки древних вулканов и покровов вулканических пород.
Крупные тектонические прогибы и разломы обусловили заложение крупнейших рек, впадающих в Индийский океан, устойчивую аккумуляцию наносов в пределах современной и древних речных долин и вынос обломочного материала к побережью, где он участвует в динамических процессах на подводном склоне и шельфе. Только крупнейшие реки мира — Инд и Ганг — выносят в океан по 400 млн т обломочного материала в год.
В Индийском океане особенно большому и постоянному волновому воздействию подвергаются восточные берега Африки, на которые периодически обрушиваются волны, вызываемые то северо-восточными, то юго- восточными ветрами. Очень большая энергия волн образуется при действии тропических циклонов, охватывающих районы Мадагаскара, п-ова Индостан и Западной Австралии. В приэкваториальных областях океана преобладает штилевая погода, но, несмотря на это, на берега материков и острова здесь постоянно воздействуют волны зыби, достигающие в береговой зоне величины 1—2 м.
На восточных берегах Африки, на западном побережье о. Мадагаскар, на берегах Бенгальского залива обычны приливы 3—4 м, а в Западной Австралии они доходят до 8 м. В районах развития окаймляющих коралловых рифов размыв берегов происходит только в период приливов, поскольку в
отлив широкая поверхность коралловой платформы, окаймляющей берег, практически уничтожает энергию подходящих к краю платформы волн.
Берега материков, сложенные известковыми породами, в том числе коралловыми известняками, подвергаются не только механическому, но и химическому воздействию волн — морская вода растворяет известковые породы. В этом случае на берегу образуются причудливые гроты, ниши, карнизы и останцы, покрытые ажурным микрорельефом глубоких ячеек, разделенных тонкими перегородками с острыми режущими краями. Химическая абразия способствует значительному увеличению скорости отступания известковых берегов. В ряде случаев в активной водной среде, в прибрежной части океана, при наличии ядер коагуляции образуются так называемые оолиты — карбонатные частицы шарообразной формы, сложенные скорлупо- ватыми сферическими микрослоями, нараставшими вокруг ядра коагуляции. Оолитовые пески составляют заметную примесь в составе береговых осадков и являются одной из форм проявления химической аккумуляции наносов в океане. Другой формой химической аккумуляции является выпадение карбоната кальция в коллоидном состоянии, и в этом случае в слабоактивных гидродинамических условиях происходит цементация, т. е. превращение осадка в породу. За счет подобного процесса, например, созданы в большинстве случаев широкие коралловые платформы, окаймляющие берега тропических морей.
Еще одним своеобразным процессом на берегах тропических морей является образование так называемого бич-рока (пляжевой породы). Эта порода образуется в толще песчаного пляжа за счет цементации песка карбонатом кальция при взаимодействии с пресными грунтовыми водами. При размыве подобных берегов остаются системы разорванных в пространстве наклонных сцементированных плит, которые фиксируют ранние стадии развития пляжа и береговых аккумулятивных форм.
Исключительно большое значение в процессе развития береговой зоны Индийского океана имеют коралловые образования. Кораллы, формирующие коралловые рифы у берегов, достаточно капризны в отношении к условиям внешней среды. Они требуют температуры воды не ниже +18°С, большой прозрачности воды, не замутненной выносами рек, и нормальной океанической солености (не ниже 30%о). Развиваются коралловые колонии до глубин 50—80 м. Только сочетание всех этих условий позволяет активно развиваться коралловым рифам. В Индийском океане температурные условия воды позволяют существовать кораллам почти всюду, кроме крайнего юга Африки и запада и юга Австралии (т. е. по 30° ю. ш.). Однако несоблюдение других условий, особенно в районах впадения речных систем, ограничивает повсеместное развитие коралловых рифов в Индийском океане.
Цементированные карбонатом калыщя отложения пляжа на северном берегу острова Сокотра |
В прибойной зоне рифа иногда большие пространства заняты мертвым коралловым известняком, и колонии кораллов не успевают регенерировать. Типичны для этой зоны морские ежи диадема. Аденский залив |
В процессе деятельности рифостроящих организмов создаются коралловые платформы (риф-флет), достигающие иногда ширины нескольких километров. Коралловая
Бухтовый западный берег острова Сокотра близ города Калансия. Массы кораллового песка навеиваются в период отлива с осушки |
Мангровая растительность на острове Мадагаскар |
платформа служит препятствием для океанических волн, которые обычно разбиваются у внешнего ее края. В результате возникновения подобной формы рельефа ранее абразионный берег превращается в аккумулятивный: Размыв берега может осуществляться только на уровне прилива, если его величина достаточна для прохождения над риф-флетом относительно высоких волн без значительных энергетических потерь. Наиболее активному волновому воздействию подвергается внешний склон рифа, на котором производятся зачастую значительные разрушения, а материал размыва (обломки кораллов и рифовой платформы) переносятся волнами через поверхность риф-флета и выбрасываются на берег. Подобного органогенного материала зачастую настолько много на пляжах, что он полностью подавляет принос осадков терригенного (снесенного с суши) происхождения.
Другим типом биогенного берега, свойственным почти всему Индийскому океану, является приливный берег с широкой илистой осушкой, на которой развивается специфическая древесная растительность — мангры (Rhizophora, Avicennia, Laduncularia, Cano- carpus). Основными условиями развития широкого пояса прибрежных мангровых зарослей являются слабое волнение, интенсивное поступление тонких наносов, значительная высота приливов и низменность прибрежной суши. Мангровые заросли особенно характерны для устьев рек и занимают значительные площади в Юго-Восточной Африке, на Западном Мадагаскаре, в Юго-Восточной Азии и других районах. Мангровая растительность своей густой корневой системой задерживает наносы и способствует усилению нарастания аккумулятивного берега, постепенно выводя его из-под воздействия приливов путем накопления на поверхности новых порций илистых осадков, поступающих и накапливающихся во время прилива.
Дата добавления: 2015-08-28; просмотров: 32 | Нарушение авторских прав
| <== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |
