П.А.Каплин, О. К. Леонтьев, С.А. Лукьянова, Л.Г Никифоров 48 страница

422/423

Берега Тихого

Миграция песка от берега океана в сторону Центральных Анд [Johnson. 1930]. Песок, поступающий со дна и приливной осушки, ползет вверх по береговому склону и клифу (А). На поверхности плато из песка формиру­ются дюны, двигающиеся с юго-запада на севе­ро-восток (Б). Песок достигает центральной части Анд, заполняя неровности рельефа (В)

Однако уклоны подводного склона побе­режья достаточно велики по отношению к короткопериодным волнам, которые генери­руются местными ветрами с северо-запада. Эти волны деформируются на меньших глу­бинах и почти не испытывают рефракции при подходе к берегу. Видимо, действием мест­ных волнений с северо-запада, которые в дан­ных условиях в отличие от длиннопериодной зыби способны перемещать наносы вдоль берега, можно объяснить весьма странный на первый взгляд факт незначительного запол­нения наносами вогнутостей с северо-запад- ной и северной сторон мысов и сооружений.

Морские террасы на побережье Перу. Город Мольендо (А) и рыбацкий поселок (Б) расположены на 20-мет­ровой террасе. На втором плане — поверхность и уступ 50-метровой террасы [Johnson, Rich. 1930, 1942]

Порт у м. Салаверри, например, построен именно с тем расчетом, чтобы избежать зано- симости с севера. Однако волнения с севера и северо-запада очень редки, и поэтому переме­щения наносов вдоль берега не носят массо­вого характера.

Благодаря постоянному поступлению песка с подводного берегового склона к урезу на многих участках произошло расширение пля­жей до широких аккумулятивных береговых террас. На поверхности этих террас, а также на плато и низменностях встречаются мощ­ные дюнные массивы. Дюны Перу под воз­действием пассатных ветров движутся по поверхности низменностей и плато в сторону

Анд. Скорость движения дюн по наклонному плато в районе города Мольендо, например, достигает А—48 м/год [Firikel. 1959]. В Север­ном Чили дюны перемещаются по неровной поверхности террас по двум главным направ­лениям ветров, дующих с юго-запада и юго- юго-запада [Segerstrom. 1962]. На своем пути дюны заносят все неровности рельефа и, подступая к предгорьям Анд, наползают на отроги горных цепей, находящиеся на высоте более 1000 м.

Пески дюн имеют морское происхождение и по минералогическому составу отличаются от коренных пород суши [Finkel. 1959; Seger­strom. 1962]. Этот песок поступает с пляжей и
с поверхности поднятых морских террас. Сегерстром подсчитал, что в результате дефляции поверхности этих террас общий их уровень за голоцен мог снизиться более чем на 30 м.

Однако основная масса песка, по-видимо­му, поступает с подводного берегового скло­на. Со дна песок поступает на осушки и пля­жи. Отсюда песок подхватывается ветром и переносится на склоны прибрежных плато, заполняя все неровности рельефа: русла скло­новых потоков, желоба осыпания, тектони­ческие расщелины и т. п. По склонам под дей­ствием постоянных ветров песок ползет вверх до вершины и переваливает через нее на поверхность плато, где из него формируются барханы. Последние продолжают движение в глубь суши, к предгорьям Анд. Весь этот про­цесс хорошо прослеживается по аэрофотос­нимкам Г. Джонсона [Johnson. 1930] и Дж. Рича [Rich. 1942], сделанным вдоль побе­режья Перу и Чили.

В настоящее время поверхности террас прибрежной равнины на многих участках оголены, и песок сдвинулся к Андам. Образ­но говоря, песок «возвращается» от океана в горы. Дело в том, что в плейстоцене, осо­бенно в ледниковые и поздне-послеледнико- вые периоды, в результате интенсивного раз­мыва склонов с поднимающихся горных цепей Анд в океан были снесены огромные массы песка, которые отлагались на шельфе. Шельф в эти периоды благодаря гляциоэвста- тической регрессии был осушен и представ­лял собой широкую предгорную равнину. В результате таяния ледников северного полу­шария уровень океана поднимался, трансгрес­сия затапливала шельф, волны в ходе выра­ботки профиля равновесия подводного бере­гового склона на определенном этапе разви­тия береговой зоны перемещали песок к берегу и строили аккумулятивные береговые формы. Этот процесс особенно интенсивно происходил после таяния последнего оледене­ния. В современный период после замедления фландрской трансгрессии на побережье Южной Америки стало проявляться новей­шее тектоническое поднятие континента. Это еще более интенсифицировало процесс пере­стройки подводного склона и массового дви­жения песка со дна к берегу.

Береговая линия имеет ряд неровностей. Ее изрезанность обусловлена выдвижением в океан отдельных горных массивов, между которыми заключены открытые береговые дуги. Нередко.встречаются участки, где бере­говая линия приобретает мелкую, довольно сложную зубчатую расчлененность. Подоб­ных участков больше всего в средней части побережья, в пределах 1А—20° ю. ш., где берег часто образован клифами высотой более 100 м. У подножия таких клифов пляжи очень редки, но встречаются осушки шири­ной 100 и более метров.

Берег на горных участках в основном остается отмелым. Глубины около 10 м наб­людаются в непосредственной близости от берега только у окончания некоторых мысов. Между мысами на прямых участках уклоны подводного склона до глубины 10 м равня­ются 0,01—0,02. Вследствие отмелости берега клифы на многих участках не актив­ны.

На побережье описываемой области, а также и в других районах тихоокеанского побережья Южной Америки хорошо просле­живаются поднятые древние береговые линии. Наиболее молодой береговой линией является хорошо заметный на некоторых участках ракушечный вал, вытянутый парал­лельно современному пляжу. От современной береговой линии он отстоит на 8 км и поднят на высоту 9 м (район южнее города Тал ара). Определения возраста этого вала по радио­углероду показали, что его возраст 3—4 тыс. лет IRichards, Broeker. 1963]. Однако голоце- новая терраса выражена не только в виде ракушечного вала, но и как серия береговых валов или абразионных ступеней. Д. Херм и Р. Паскоф на севере и в Центральном Чили выделяют две голоценовые террасы высо­той 2—7 и 5— 7 м. Первая сформировалась в первых столетиях нашей эры, вторая — 4 тыс. лет назад [Herm, Paskoff. 1964].

Берега Тихого океана

Более высокие террасы Южной Америки изучались многими исследователями [Paskoff. 1970, 1971]. Однако вопрос о количестве и их высотных отметках вызывает большие раз­ногласия среди геологов. Дело в том, что на некоторых участках сохранился не весь спектр террас. Кроме того, из-за неравномер­ных дифференцированных тектонических движений одновозрастные террасы на разных участках бывают подняты на неодинаковую высоту. Например, В. Фуензалида с колле­гами показали, что высокая плиоценовая тер­
раса в северных районах Чили располагается на высоте 250—400 м, а на юге — 170—200 м. Плейстоценовые террасы в северных районах прослежены на высотах 150—240, 60—130 и 30—40 м. С этими террасами на юге страны коррелируются соответственно береговые линии на высотных отметках 70, 20—28 и 8— 10 м.

Таким образом, из приведенных данных по высотам террас наглядно видно, что ампли­туда плейстоценовых поднятий была неоди­наковой и уменьшалась с севера на юг.

Хотя, как видно из приведенного выше опи­сания, побережье Перу не очень удобно для развития морского транспорта, все же этой стране приходится осуществлять внешнетор­говые перевозки почти исключительно мор­ским транспортом. Кроме того, для Перу большое значение имеет развитие рыбного промысла в чрезвычайно богатых рыбой при­брежных водах. Перу играет значительную роль в мировом рыболовстве, добывая более 3 млн т рыбы в год [Тихий океан. 1981]. Глав­ный рыболовный порт и центр переработки рыбы — Пайта, где построен крупный пере­рабатывающий комбинат.

Самым большим портовым центром страны является Кальяо, где проживает около 300 тыс. человек. Этот порт входит в агломерацию со столицей страны Лима и обеспечивает более половины всей внешней торговли Перу. Порт расположен в одной из лучших гаваней тихоокеанского побережья Южной Америки и доступен практически для любых океанских судов, так как глубина под причалами достигает 11,2 м. Грузооборот порта 6 млн т/год.

Специально для вывоза концентрата желез­ной руды оборудован порт Сан-Николас. Он способен принимать крупные рудовозы, так как глубина под причалами более 13 м. Грузо­оборот порта около 7 млн т/год. Порт, обору­дованный для вывоза нефти, — Байовар спо­собен принимать танкеры дедвейтом до 250 тыс. т.

Берега Центрального Чили

К югу одновременно с повышением влажно­сти на побережье постепенно происходит переход от рельефа пустыни к рельефу гумидного климата. Центральная часть побе­режья Чили (от 29°30' ю. ш. до о. Чилоэ) имеет субтропический морской климат, похо­жий на климат Европейского Средиземно­морья.

Береговая Кордрльера вдоль берегов Чили имеет в целом зрелый сглаженный рельеф, но местами ее западный склон круто обры­вается с высоты 500—800 м к океану. У подножия простирается расчлененная мысами и выступами береговой линии полоса прибрежной низменности, ширина которой достигает 25—30 км. Она нарастает благо­даря большому выносу обломочного мате­риала со склонов гор. Иногда встречаются морские террасы. Изредка, например в рай­оне устья р. Игата, на низком аккумулятив­ном берегу прослеживаются гряды дюн.

Берег Чили до залива Релонкави абра- зионно-бухтовый. Значительные по протя­женности участки зубчатого абразионного берега чередуются здесь с бухтами и залива­ми. К таким бухтам относятся, в частности, Корраль с городом Вальдивия на берегу и б. Вальпараисо, в которой расположен одно­именный порт. Это важнейший порт Чили, через который проходит половина импорта страны. Причалы порта доступны для судов с осадкой до 13 м, грузооборот порта 2 млн т/ год. К сожалению, порт лежит в бухте, доступной сильным волнениям. Более укры­той является гавань Талькауано в заливе того же названия, отделенном от океана длинной и узкой песчаной косой и п-овом Куиркуинча. Расположенный в заливе порт является цент­ром рыболовства.

Кроме упомянутых портов Чили имеет еще несколько крупных портов, расположенных, правда, в пределах Северного Чили. Это порты Антофагаста, Уаско и Токопилья. Все три порта обслуживают в основном горноруд­ную промышленность страны, хорошо обору­дованы и могут принимать рудовозы с осад­кой 11—16 м. Антофагаста — основной порт по вывозу меди, медной руды, селитры (гру­зооборот около 1 млн т/год), Уаско специали­зируется на вывозе железной руды (грузообо­рот свыше 4,2 млн т/год), Токопилья — на вывозе селитры, медной руды, концентрата серы, йода.

Возвращаясь к описанию берегов Цент­рального Чили, нужно сказать, что на побе­режье хорошо развиты абразионные формы рельефа. Абразионные участки побережья часто довольно приглубы. У выступающих в
океан мысов глубины вблизи берега дости­гают 10 м и более. Подножия клифов нередко окаймляются грядами подводных скал и пло­щадками скалистых бенчей. Ширина послед­них обычно не превышает 100 м, но иногда доходит до 300—350 м. Край бенчей обры­вается к глубинам 10—15 м.

Между выступающими мысами в бухтах, приуроченных к устьям рек, берег, как прави­ло, довольно отмелый. Выносы рек часто полностью заполняют вогнутости береговой линии, из них формируются многочисленные приустьевые бары и отмели. В то же время значительных по размерам свободных акку­мулятивных форм на побережье нет. Наносы из-за большого количества выдвинутых в море мысов-непропусков не имеют возмож­ности перемещаться вдоль берега. Аллювий, выносимый реками, остается в самих бухтах, и аккумуляция происходит локально в верх­ней части подводного склона и на пляжах. Аккумулятивные террасы достигают ширины 0,5 км и более и, видимо, имеют тенденцию к нарастанию. Их тыловые части переходят в аккумулятивные равнины, которые осваива­ются под строительство поселков.

Побережье Чили, особенно его централь­ная часть, как известно, подвержено воздей­ствию землетрясений и цунами. Они неодно­кратно разрушали крупные города, в том числе город Вальпараисо (350 тыс. жителей) в 1906 г. и Сантьяго (около 1 млн жителей) в 1947 г. Особенно сильное землетрясение, сопровождаемое цунами, произошло на побе­режье в мае 1960 г.

Как установлено сейсмическими наблюде­ниями, это землетрясение было вызвано сме­щениями по разлому, находящемуся в океане и проходящему параллельно побережью на протяжении 700 км от города Консепсьон на севере до о. Гуафо на юге. Вследствие этого произошли поднятия и опускания отдельных участков побережья. Поднятие на севере и юге нарушенной зоны (на п-ове Арнауко и о. Гуафо) достигло 1—2 м. В средней же части этой зоны произошло опускание. Особенно значительным оно было в районе города Вальдивия (судя по прибрежным скалам, до 2 м).

Берега Тихого океана

Вдоль долины р. Калле-Кало, вероятно, в результате уплотнения аллювиальных отло­жений при толчке видимая амплитуда опуска­ний превысила 3 м. В городе Вальдивия

Основные характеристики цунами в мае 1960 г. у берегов Чили [Попов. 1963].

сильно опустились примыкающие к реке ули­цы, и во время прилива вода стала доходить до порогов домов. Под водой оказались набе­режные, причальные сооружения, ветка железной дороги. Майское землетрясение 1960 г. вызвало почти по всему побережью Чили цунами. Высота волн достигала на о. Моча 20—25 м, в городе Пуэрто-Сааведра — 8—9 м, на о. Гуафо — 10 м, в городах Таль- кауано, Коропеле, Лоте, Анчо — 2—3 м [По­пов. 1963].

Цунами вызвало, на побережье большие разрушения. Некоторые прибрежные селе­ния были уничтожены полностью, в частно­сти город Пуэрто-Сааведра. Дома были раз­рушены или сорваны с фундаментов и уне­сены в глубь страны на многие километры. Сильно пострадали от цунами и люди. В городе Анкуде (о. Чилоэ) волны смыли 130 человек, в городе Кеуле погибло около 500 человек.

Действие цунами вдоль берегов Южной Америки распространилось только южнее 36° ю. ш. К северу от этой широты подобных волн не было. Но цунами, кроме того, рас­пространилось по всему Тихому океану и произвело значительные опустошения на берегах Японии, Гавайских о-вов, Филиппин.

Берега Южного Чили

В пределах Южного Чили (Западная Патаго­ния) Береговая Кордильера распадается на множество островов и полуостровов: о. Чилоэ (800—900 м над ур. океана), архипелаг Чанос (1270 м), п-ов Тайтао (1200 м) и др. На всех островах вплоть до Магелланова про­лива развиты остаточные выровненные поверхности. Продольная долина, проходя­щая в Среднем Чили между Береговой и Глав­ной Кордильерой, в Южном Чили погру­жается под уровень океана, и ее'место зани­мают проливы и заливы, носящие облик фиордов.

Из многочисленных длинных и узких зали­вов выделяются: фиорд Релонкави (41°30' ю. ш.), фиорд Айсен (к югу от 45° ю. ш.) и фиорд Бакер (47°50'). Последний по своей длине (120 км) и разветвленности не уступает крупнейшим фиордам Скандинавии. Прихот­ливая сеть заливов и проливов Западной Патагонии развита в основном в двух направ­лениях. Фиорды широтного простирания пересекаются заливами и проливами мери­дионального направления, продольного по отношению к хребтам Анд. Фиордовые про­дольные проливы Чакао и Мораледа отде­ляют от суши о. Чилоэ и архипелаг Гуайтекас и Чонос. Южнее их следует длинная цепь островов и архипелагов, самый большой из которых — о. Огненная Земля.

Характерной чертой Южного Чили явля­ется очень влажный климат с умеренными годовыми, но сравнительно низкими летними температурами. Подобные климатические условия, а также горный рельеф способ­ствуют развитию современного оледенения. Ледники, сползающие со склонов южнее 46°30' ю. ш. (почти широта Неаполя), дости­гают океана, порождая громадные глыбы айсбергов.

Четвертичные ледники оставили следы своей деятельности на склонах гор, по бере­гам заливов и проливов, придав им вид типич­ных фиордов [Аиег. 1956, 1958; Heusser, Flint. 1977]. Однако ледники, видимо, лишь модели­ровали первичные тектонические долины. Раздробление побережья тектоническими разрывами на сеть фиордов, очевидно, нужно связывать с общим поднятием Анд и образо­ванием системы разрывов в результате растя­жения жесткого участка земной коры.

Можно предположить, что в голоцене в районе Чилийской фиордовой системы про­должались тектонические движения. Подня­тие хребтов устанавливается по морским поднятым отложениям и террасам. Ампли­туда его уменьшается к югу: на севере о. Чилоэ она равняется 180 м, у пролива Фицрой — 50 м, а у пролива Бигл (южное побережье Огненной Земли) — всего нескольким метрам. В то же время затопленные леса в некоторых фиордах свидетельствуют о недав­них и современных опусканиях суши [Берега Тихого океана. 1967].

Фиордам Патагонии присущи все характер­ные черты заливов и проливов подобного рода: троговый поперечный профиль долин, угловатый рисунок контуров в плане, боль­шое переуглубление по отношению к шельфу и существование ригелей-порогов в устьевых частях. Глубины в центральных частях фиор­дов в среднем колеблются в пределах 300— 600 м, тогда как у входов нередки глубины в 50—70 м. Впервые переуглубление фиордов Чили описал известный английский морепла­ватель Д. Кук. В 1774 г., отыскивая якорную стоянку в одной из бухт на юге Огненной Зем­ли, он все время промерял глубину и, войдя в неширокий пролив, служащий входом в бух­ту, обнаружил, что глубина здесь гораздо больше, чем в открытом море.

Как и в большинстве фиордовых областей, собственно береговые процессы здесь проте­кают крайне медленно. Из-за большой при- глубости берегов и закрытости акваторий абразия в фиордах почти исключена. К оке­
ану и фиордам опускаются крутые склоны горных вершин и массивов, сложенных устой­чивыми метаморфическими и вулканичес­кими породами. Волны лишь на открытом берегу могут достигать их подножий. Однако и в этом случае небольшие островки, лаби­ринты подводных и надводных скал стано­вятся на их пути.

Берега Тихого океана

Незначительный размыв и отсутствие

аллювиального материала (реки впадают лишь в вершины фиордов) исключают обра­зование на побережье аккумулятивных форм. Последние представлены лишь конусами выноса во внутренних частях фиордов и дель­тами в вершинах. На некоторых участках прослеживаются неширокие пляжи, возник­шие в результате размыва пирокластического материала, входящего в состав горных пород.

Глава VI

БЕРЕГА ЮЖНОГО ОКЕАНА

Раздел 1

БЕРЕГА АНТАРКТИДЫ

«Антарктида, несомненно, самый своеобраз­ный материк Земли, — писал академик К. К. Марков в монографии «География Антаркти- ды»[1968. С. 4.]— 1. Антарктида — область самого большого оледенения Земли... 2. Антарктида — единственный вокругполюс- ный материк. 3. Антарктида — самый высо­кий материк. Средняя высота Антарктиды (2330 м над ур. м.) почти втрое больше сред­ней высоты (870 м над ур. м.) всех материков, взятых вместе... 5. Антарктида имеет около 80% пресной воды всей суши, а все остальные материки и острова — только около 20%». В этой цитате кратко, но полно охарактеризо­ваны основные особенности Антарктиды.

20° к западу от Гринвича 0°к востоку от Гринвича 20^г

г.Вёртернама Cii

\ Моусон ЪС.(Австрал.)

Бельграно III

<^abPs£

3355* V

шельфовый леднш

А П АСД-Ш

Западный шельф. 7П° Лвдн,

2*Сайпл г®^* -|_(США) 5I4Q 80

Южныймлюс ^Амундсен-Скотт*

Мирный

(СССР)

о Восток (СССР)

4528_v \

г.Нернпатрик

Кейси^ (Австрал.)

/ельфовый ледник ^J Росса \

Цифрами на карте обозначены научные станции:

1. Оркадас (Apr.)

2. Сигню (Брит)

3. Беллинсгаузен (СССР)

4. Арцтовский (Польша)

5. Теньенте-Родольфо-Марш (Чили)

6. Капитан-Артуро-Прат(Чили)

7. Хенераль-Бернардо-О'Хиггинс (Чили)

8. Эсперанса (Apr.)

9. Марамбио (Apr.) Ю.Примавера (Apr.)

11.Браун (Apr.)

12. Палмер(США)

1юмон-д'Юрвилк>

__Ленинградск!

\ (СССР)

к западу от Гринвича |80° к востоку от Гринвича |6Q°

13. Фарадей (Брит.)

| Шельфовые ледники Выводные ледники

Типы берегов Антарктиды. А. Берега, сформированные субаэральными и тектоническими процессами и мало изменен­ные морем. I. Первично расчлененные берега: 1 — тектонического расчленения. Б. Берега, формирующиеся преимущественно под действием иеволиовых процессов. II — 2 — ледяные берега. III — 3 — абразионно-денудационные берега

Берега Южного океана

Орографическая схема коренного ложа Антар­ктиды [Капица. 1968]

к западу от Гринвича 0° к востоку от Гринвича 30' КИЙ sfcO^K—EA Н /

ЗАПАДНАЯ РАВНИНА

ледник /о ] Ронне

з \ Южный полюс

РАВНИНА

ВОСТОЧНАЯ V РАВНИНА

БЭРДА

плато

'Шельфовый ледник \ \ Росса

^J Горные хребты

I I Склоны хребтов

|________ | и плато

Действительно, гипсометрическая высота и географическое положение у полюса привели к формированию на этом континенте огром­ного ледяного щита, который, видимо, суще­ствует уже 40 млн лет. Общая площадь Ан­тарктиды 13 980 тыс. км², из которых 97,6% покрыто льдом [Суетова. 1987]. Общий объем льда около 30 млн км³ [Марков и др. 1968]. Если этот гигантский ледяной покров растает, то уровень Мирового океана подни­мется на 56 м.

Антарктида, однако, настоящий, сложно построенный материк. Подо льдом скрыва­ются горные хребты, плоскогорья, равнины. Карта подледного рельефа Антарктиды была составлена А. П. Капицей [1968], и на ее основе им же построена воспроизводимая здесь орографическая схема материка. Из карты подледного рельефа Антарктиды сле­дует, что Восточная Антарктида лежит выше современного уровня моря, а Западная, частично, ниже, т. е. если растает лед, то эта часть континента будет представлять собой архипелаг островов. Центральная часть Вос­точной Антарктиды имеет в общем равнин­ный характер. По периферии эта равнина

Подледные равнины |_____________________ | Шельфовая отмель

Шельфовые ледники ——— Желоба

почти со всех сторон опоясана горными хреб­тами. Наиболее протяженный из них — Ан­тарктический, или Трансантарктический. Он протягивается в переходной зоне от Вос­точно-Антарктической древней платформы к ее более молодому западному обрамлению. Другая система хребтов опоясывает древней­шую часть материка вдоль его океанского побережья. Наконец, горы Вернадского, Принца Чарльза и Гамбурцева простираются поперечно по отношению к периферии кон­тинента и довольно глубоко вдаются в цент­ральную часть Восточно-Антарктической платформы.

В Западной Антарктиде горы Антаркти­ческого п-ова, представляющие собой южное продолжение Анд Южной Америки, и горы берега моря Беллинсгаузена протягиваются параллельно Трансантарктическому хр. и отделяются от него тектонической впадиной, тянущейся через всю Антарктиду от моря Уэдделла до моря Росса. Эта впадина к югу от моря Уэдделла пересекается горами Элсуэр- та, поперечными к общему простиранию хребтов Западной Антарктиды.

Структурно Восточная Антарктида пред­
ставляет собой древнюю дорифейскую плат­форму. Породы, слагающие эту платформу, обнажаются на побережье между 0 и 145° в. д. Они представлены комплексом разнообраз­ных гнейсов и кристаллических сланцев. Кроме того, широким распространением в Восточной Антарктиде пользуются интрузии и дайки метаморфизованных базитов. Поверх кристаллического фундамента древней плат­формы залегает осадочный чехол возрастом от рифейских до юрских пород. В осадочный чехол входят терригенные аргиллиты, песча­ники, конгломераты, туфопесчаники, глини­стые сланцы [Хаин. 1971].

Трансантарктический хребет создан ранне- каледонской складчатостью и служит пере­ходной зоной между древней платформой и более молодым складчатым поясом Западной Антарктиды. Хребет сложен метаморфизо- ванными осадочными породами (граувакки, аргиллиты) и вулканитами.

Западная Антарктида более молодое, чем древняя Восточно-Антарктическая платфор­ма, сооружение, формировалась в течение всего фанерозоя и имеет по крайней мере три разновозрастных структурных комплекса возрастом от раннего палеозоя до кайнозоя. Самый молодой комплекс сформировался во время альпийского этапа орогенеза. Геологи­ческие структуры слагают самые разнообраз­ные породы: песчаники, сланцы, известняки, конгломераты, часто сильно дислоцирован­ные и метаморфизованные. Они обнажаются в разных частях побережья, но наиболее полно — на Антарктическом п-ове.

Особняком стоит район побережья Земли Мэри Бэрд. Он сложен молодыми вулкани­ческими породами — оливиновыми базальта­ми, трахитами, фельзитами. Потухшие вулка­ны, достигающие высоты более 4 км, обра­зуют цепь широтного направления протяжен­ностью более 900 км.

Все исследователи отмечают большое сход­ство геологических структур Антарктиды со структурами Австралии, Африки и особенно Южной Америки. Предполагают, что в мезо­зое Антарктида представляла с этими матери­ками единое целое. В позднем мезозое на­чался распад этого суперматерика, и Антар­ктида вначале вместе с Австралией начала передвигаться в сторону Южного полюса. В третичное время она отделилась от Австра­лии и, продолжая свой путь, в эоцене превра­тилась в самостоятельный материк, занима­ющий современное географическое положе­ние. Видимо, в этот же период началось оле­денение континента [Энциклопедия регио­нальной... 1980].

Рельеф ледникового щита Антарктиды гораздо проще, чем рельеф подледного осно­вания. Вязкопластические свойства льда обу­словливают залегание его на коренной поверхности континента в виде купола, име­ющего в сечении эллиптическую форму. Однако в форме купола имеются отступления от поверхности идеального эллипса. На поверхности Восточной Антарктиды выделя­ется антарктический ледораздел с двумя лед­никовыми куполами (один из них — над подледными горами Гамбурцева). В Западной Антарктиде находятся три ледниковых купо­ла: Срединный, Земли Мэри Бэрд и Антар­ктического п-ова. Высшая точка ледяной поверхности всей Антарктиды — 3997 м — находится на половине расстояния между станциями Советская и Полюс Недоступно­сти [Капица. 1968].

Ледяной купол состоит в основном из кри­сталлического льда, имеющего скрытослои- стую текстуру. Поверхность льда высти­лается снежно-фирновым покровом. Ледяной покров Антарктиды медленно растекается от вышеперечисленных ледоразделов к перифе­рии. В результате такого растекания краевые части ледникового купола выдвигаются в океан и налегают своей подошвой на поверх­ность шельфа. Эти краевые части получили название шельфовых ледников. Они зани­мают около 12% площади материка. Край шельфовых ледников по большей части отрывается от поверхности шельфа и нахо­дится на плаву.

Кроме шельфовых ледников сброс льда в океан происходит по выводным ледникам. Это. название дано узким ледниковым пото­кам, движущимся с относительно большой скоростью по долинам, обрамленным или горными склонами, или ледяными бортами, образованными более инертным льдом лед­никового щита. Относительно пассивный край ледникового щита (ледяной барьер), шельфовые ледники и выводные ледники* образуют берег Антарктиды.

Дата добавления: 2015-08-28