Карстовые и береговые процессы

Лекция 8 Карстовые и береговые процессы 8.1. Процессы и формы подземного морфогенеза Атмосферные осадки, выпадающие на земную поверхность, частично просачиваются в горные породы, образуя подземные воды. Накапливаясь и циркулируя в верхних толщах земной коры, они вступают в химические реакции с горными породами, многие из которых легко растворяются. В результате ниже земной поверхности образуются пустоты, а на поверхности возникают специфические формы рельефа провального происхождения. Термин «карст» происходит от названия известнякового плато Красс, или Карст, в Словении. Карстовый процесс, или карстогенез – совокупность процессов химического растворения горных пород (коррозия), фильтрации вод и растворов в подземных полостях и выноса растворенного вещества. Условия возникновения и развития карста. Одним из важнейших условий возникновения и развития карста является наличие растворимых, или карстующихся пород. По степени растворимости выстраивается следующий ряд: галит – гипс – известняк – доломит, поэтому различают соляной, гипсовый и карбонатный карст. Гипсы и каменная соль редко встречаются большими монолитными массивами, поэтому карстовые явления в них не такие разнообразные, как в карбонатных породах. Из карбонатных пород наиболее широко распространены известняки, залегающие мощными толщами на больших площадях, поэтому в них развивается типичный карст. Интенсивность карстового процесса зависит от многих факторов. Соль и гипс могут растворяться в чистой воде. Известняк растворяется только при достаточном количестве в воде углекислого газа, что является главным условием растворимости известняков. Карстовый процесс активнее развивается в трещиноватых породах. Высокая степень трещиноватости усиливает проникновение агрессивных вод в толщу породы и циркуляцию подземных вод. Жесткие, непластичные известняки пронизаны густой сетью трещин, поэтому карстовый процесс протекает в них с наибольшей интенсивностью. Большое значение имеет чистота и мощность известняков. Карст развивается активнее в чистых известняках, поскольку содержание большого количества нерастворимых примесей приводит к закупориванию трещин. Большая мощность толщи карстующихся пород активизирует циркуляцию подземных вод и определяет развитие глубокого карста с ярко выраженными подземными и поверхностными формами. В маломощных толщах растворимых пород развивается мелкий карст. На развитие карстового процесса также влияют особенности рельефа. На плоских поверхностях атмосферные осадки медленно просачиваются вглубь по трещинам, а с крутых склонов вода быстро стекает и не успевает растворить породы. Интенсивному растворению способствует глубокое эрозионное расчленение, поскольку увеличивает мощность зоны циркуляции карстовых вод. С этим связана приуроченность активного карста в горных областях к известняковым плато, расчлененным глубокими долинами. Влияние климата заключается в том, что при большом количестве осадков процесс протекает более интенсивно. Во влажных и холодных климатах количество углекислого газа в воде больше, а значит, вода становится агрессивнее. Однако скорость химических реакций увеличивается при высоких температурах. В теплых климатах при разложении растительных остатков вода обогащается гуминовыми и другими кислотами, что в сочетании с высокими температурами увеличивает интенсивность карстогенеза. Очень важны гидрогеологические условия. В областях развития мощных толщ растворимых горных пород выделяют несколько вертикальных зон разных по условиям движения подземных вод, а значит и условиям карстообразования (рис. 29). Рис. 29. Идеальный карстовый массив (Щукин, 1964): А-А – мощная известняковая свита; В-В – водоупорная порода; Р - карстовые воронки; П – крупные провалы над подземными пустотами; А-а - зона аэрации и эфемерных источников; б-б – зона периодического полного насыщения с периодически действующими источниками; б-с – зона постоянного полного насыщения и постоянных источников (стрелками показано направление циркуляции подземных вод); М – мешкообразные долины Зона аэрации, или вертикальной циркуляции, где происходит нисходящее движение инфильтрационных вод. Эта зона охватывает толщу от поверхности до зеркала грунтовых вод. Зона периодического полного насыщения, где прослеживаются сезонные колебания уровня грунтовых вод, и осуществляется почти горизонтальное движение воды, но может и с большим уклоном. Именно с этой зоной многие исследователи связывают интенсивное образование пещер. Зона охватывает толщу между самым высоким и самым низким положением зеркала грунтовых вод. Зона постоянного полного насыщения, где преимущественно горизонтальное движение воды направлено в сторону речной долины. Зона прослеживается между самым низким положением зеркала грунтовых вод и водоупорным горизонтом. Уровень, ниже которого не происходит процесса растворения и образования карстовых форм называется базисом карстования. Положение базиса карстования регулируется изменением уровня грунтовых вод, связанного с базисом эрозии, а положение базиса эрозии определяется тектоническими движениями. При тектоническом поднятии базис эрозии опускается и карстообразование происходит на более низком уровне. При тектоническом опускании базис эрозии повышается и карстовый процесс затухает. Формы карстового рельефа. По месту расположения карстовых форм различают поверхностный карст и глубинный (подземный). В поверхностном карсте выделяют два типа: - открытый, или голый, или средиземноморский, если карстующиеся породы выходят на поверхность; - закрытый, или среднеевропейский, если растворимые породы перекрыты некарстующимися водопроницаемыми отложениями. Этим двум типам карста свойственны разные формы микрорельефа. Для голого карста типичны карры, или шратты, представляющие собой систему гребней, острых выступов и разделяющих их борозд, часто прихотливых очертаний высотой не более 1,5 м. Обширные участки их распространения называют карровыми полями. Более широкое распространение имеют другие формы поверхностного карста: карстовые западины, карстовые воронки, слепые овраги и полья. При попадании воды в трещины, особенно на их пересечении, трещины расширяются и образуются карстовые колодцы глубиной до 20 м. С поверхности колодец представляет собой воронкообразное углубление (карстовая воронка), в которое вода «поныряет», отсюда название колодцев – поноры, то есть каналы, по которым поверхностные воды отводятся в глубину карстового массива. Верхний поперечник воронок обычно в два раза превышает их глубину и колеблется от 10 до 200 м. Склоны конусообразного округлого понижения карстовой воронки довольно крутые и прямые. Если воронка заполняется нерастворимыми отложениями, то понор закупоривается, воронка выполаживается и превращается в понижение с пологими склонами и плоским дном, называемое карстовой западиной. Западины и воронки характерны и для среднеевропейского карста, но в отличие от голого карста они формируются не в карстующейся породе, а в покрывающей ее рыхлой толще. Процесс их образования связан не только с растворением, но и с механическим выносом (суффозией) рыхлого материала. Вследствие химического и механического выноса материала водой происходит проседание поверхности над подземной полостью и образование карстово-суффозионных воронок. При их слиянии формируются продолговатые впадины причудливых очертаний, называемые слепыми оврагами, или увалá глубиной до 30 м, в поперечнике до 700 м. Еще более крупные формы - полья (карстовые ванны) – обширные понижения площадью до 180 кв. км с плоским дном и крутыми стенками. По дну их текут реки, которые появляются из одной стенки и скрываются в подземной галерее противоположной стенки. По мере развития карстовый колодец превращается в шахту глубиной более 20 м. Глубокие шахты с расширенными устьями и в поперечнике несколько десятков метров называют карстовыми пропастями. Так, например, глубина карстовых пропастей в Альпах достигает 1735 м (Лампрехтсофен), в Пиренея – 1626 м (Мирольда), но самые глубокие карстовые пропасти находятся на Кавказе (Веревкина, 2212 м и Крубера, 2199 м). Одни исследователи рассматривают колодцы, шахты и пропасти как переходные формы от поверхностного к подземному карсту. Другие относят их к формам подземного карста, так как они представляют собой комбинации шахт с горизонтальными и наклонными пещерными ходами. Типичными формами подземного карста являются пещеры, изучением которых занимается спелеология. Пещеры - это разнообразные подземные полости, имеющие один (слепые) или несколько выходов на поверхность (проходные). Образуются пещеры при совместном действии растворения и размыва горной породы, что происходит в зоне горизонтальной циркуляции, где растворяющий эффект достигает максимальных значений. Карстовые воды образуют подземные реки. Без корразионно-эрозионного воздействия подземных рек в течение длительного времени карстовые полости не возникают. Образование пещер связано с положением уровня базиса карстования, зависящего от зеркала грунтовых вод, а значит от базиса эрозии, положение которого меняется. При тектоническом поднятии базис эрозии опускается и на более низком уровне начинает формироваться новая система галерей, то есть возникает этажный карст. При тектоническом опускании базис эрозии повышается, карстовые полости заполняются водой, заваливаются и превращаются в погребенный карст. Этажи пещер обычно связаны с уровнями надпойменных террас в речной долине. Самая длинная (почти 668 км) в мире пещерная система Флинт- Мамонтова находится на Аппалачском плато (Северная Америка). Самая «древняя» туристическая пещера Хан (Бельгия) длиной 5 км, где лодочные экскурсии проводятся с 1858 г. Морфологию карстовых областей во многом определяет климат. В отличие от карста умеренных широт, где преобладают отрицательные формы карстового рельефа (воронки, западины и др.), в тропических широтах формы поверхностного карста в основном положительные, возвышающиеся над некоторым средним уровнем (базальной поверхностью) в виде башен и конусов. В тропических широтах вследствие высоких температур и обогащения вод углекислым газом и органическими кислотами процесс карстообразования происходит более интенсивно. Трещины массивов быстро углубляются до уровня базальной поверхности, и дальнейшее развитие происходит «в бок» за счет расширения трещин вплоть до полного уничтожения разделяющих их возвышенностей. Там, где процесс выравнивания начался раньше, формируется окраинная равнина карста (карстовый педимент), а положительные формы рельефа являются денудационными останцами. Морфология таких выровненных поверхностей разная и, видимо, зависит от стадии развития карстового ландшафта. В центре карстового массива развит куполовидный карст – скопление куполообразных холмов высотой от 25 до 150 м, разделенных седловинами. Седловины находятся на разных гипсометрических уровнях, но не достигают уровня предгорной равнины. Куполовидный карст характерен для ранней стадии развития. По краям области распространения куполовидного карста прослеживается башенный карст. Считают, что башенный карст формируется на более поздней стадии, когда углубление уже закончилось, и развитие происходит только в ширину, поэтому образуются изолированные друг от друга холмы похожие на башни и столбы высотой до 300 м с крутыми склонами. Холмы находятся далеко друг от друга и разделены широкими понижениями, представляющими собой ответвления окраинной равнины. При прерывании развития башенного карста тектоническими поднятиями начинается новый цикл врезания, активизация склоновых процессов и холмы приобретают форму конусов – конический карст. Типичные формы тропического карста развиты на чистых мощных известняках. Если в известняках много нерастворимых примесей, то карстовые формы такие же, как в умеренных широтах. На острове Ямайка известняк отличается повышенной трещиноватостью. При глубоком залегании грунтовых вод здесь развивается котловинный карст. Рельеф острова представляет собой систему котловин, разделенных острыми гребнями. Поскольку карстовый процесс химический, то его можно рассматривать как почти полностью денудационный. Маломощные (десятки метров) карстовые отложения и небольшие аккумулятивные карстовые формы образуются, в основном, в пещерах (рис. 30). В днищах карстовых Рис. 30. Обобщенная схема пещерных образований (Кизевальтер, 1981): 1 – сталактит; 2 – бахрома и занавеси; 3 - флаг; 4 – «макароны»; 5 – геликтиты; 6 – сложный сталагмит; 7 – шесты; 8 – кальцитовые «водопады»; 9 – столбы и колонны (сталагнаты); 10 – озеро с кальцитовым обрамлением; 11 - «пещерный жемчуг» - кальцитовые пизолиты; 12 – глыбы; 13 – песчано-глинистые отложения воронок и пещер наблюдаются остаточные образования – нерастворимый глинистый и алевритовый остаток, образующийся при выщелачивании карстующихся пород, в том числе красная глина, обогащенная гидратами окислов железа и алюминия (терра-росса). У входа в пещеры из-за резкой смены суточной и сезонной температуры происходит обрушение их сводов и стен, в результате чего накапливаются обвальные отложения, состоящие из неокатанных, несортированных и неслоистых обломков разного размера (глыбы, щебень, дресва). В воздушной и водной среде пещер возникают водные хемогенные отложения. К натечным образованиям относятся сталактиты (греч. – натекший по капле), свешивающиеся с потолка в виде сосулек, и сталагмиты (греч. – капля), поднимающиеся со дна пещер. При их соединении образуются колонны – сталагнаты. Такие натечные формы образуются не в каждой пещере. В очень глубоких пещерах их нет, потому что вода теряет бикарбонат в более высоких горизонтах. Нет их также в пещерах, где текут реки, потому что при периодических подъемах воды пещера полностью затапливается. В водной среде на дне озер и в небольших углублениях с водой встречается «пещерный жемчуг» - белые или желтоватые горошины кальцита диаметром 15-20 мм. В слепых карстовых пещерах и вертикальных полостях накапливается пещерный снег и лед. Это связано с тем, что в них застаивается холодный воздух и даже летом сохраняется лед. Из ледяных пещер особенно знаменита Кунгурская пещера на Урале – самая большая в России и вторая в мире среди гипсовых пещер, где вековые толщи льда достигают 4 м. Длина изученных ходов 5 км, остальные завалены и недоступны. В пещере 100 переходов и гротов, 36 озер глубиной до 6 м. Все лето здесь сохраняется температура -2о, стены и потолки в гротах покрыты кристаллами льда. В пещерах, которые заселены летучими мышами и птицами, встречаются органогенные отложения, представленные скоплениями костей и эскрементов (гуано), а также обогащенных фосфатом глин. Кости животных, орудия труда, глиняные черепки, кострища, погребения – все это отложения культурного слоя, встречающиеся в тех пещерах, которые первобытный человек использовал в качестве жилища. В местах выхода на поверхность подземных вод, насыщенных углекислотой, в результате осаждения карбоната кальция образуется легкая пористая порода - известковый туф (травертин). Псевдокарстовые процессы и формы рельефа. С деятельностью подземных вод связан процесс суффозии, который по своему морфологическому выражению напоминает карст. Как уже отмечалось, суффозия – это процесс механического выноса мельчайших частиц породы подземными водами. Наиболее широко суффозия распространена в глинистых породах (глины, суглинки, лёссы), поэтому часто это явление называют глинистым карстом, или псевдокарстом. В областях с сухим климатом в глинистых породах образуются трещины усыхания, по которым циркулируют подземные воды и вымывают все мелкие частицы, что приводит к нарушению устойчивости породы. Возникают разнообразные формы просадки грунтов – суффозионные провалы, овраги, воронки. В областях развития лёссовых пород большой мощности на ровных водораздельных поверхностях развиты просадочные формы рельефа, называемые степными блюдцами – понижения овальной формы глубиной до 1 м (реже 3-6 м) и диаметром от десяти до сотен метров. Их образование связано с просачиванием поверхностных вод, выносом карбонатов из лёссов, уплотнением лёссов при замачивании и смыкании пор, что приводит к проседанию. К псевдокарстовым процессам относится термокарст. Следствием развития термокарстового процесса является также образование просадочных форм рельефа, но обусловленных таянием погребенного льда или протаиванием многолетнемерзлых пород в областях их распространения (см. гл. 8.2). В природе нет абсолютно нерастворимых горных пород и минералов. При гидролизе силикатов растворяющему действию подвержены и магматические, и метаморфические породы, вследствие чего развивается брадикарст (греч. – слабый, медленный), или силикатный карст. На Гвианском плоскогорье в гранитах и докембрийских кварцитах найдены пещеры длиной 2 км и шахты глубиной около 300 м. 8.2. Береговые процессы и рельеф морских побережий Береговая зона моря является зоной постоянного современного взаимодействия суши и моря, одной из важнейших контактных зон в океане, изучением которой занимается геоморфология морских берегов. На берегах морей и океанов процессы протекают в стоячих водах, которые воздействуют на берег поперек или под разными углами к направлению движения воды в отличие от флювиальных процессов, развивающихся вследствие стекания поверхностных вод сверху вниз под влиянием силы тяжести. Геоморфологические процессы на берегах морей и океанов осуществляются под влиянием морских волнений, волновых течений и приливно-отливных явлений. Береговая зона моря включает берег и подводный береговой склон. Берег – полоса земной поверхности, периодически осушаемая и заливаемая при данном уровне моря, постоянно находящаяся под воздействием волн, приливов и отливов, сгонов и нагонов. Подводный береговой склон – полоса морского дна, примыкающая к береговой линии и находящаяся под воздействием волн. Береговая линия, показанная на мелкомасштабных картах, фиксирует среднемноголетнее положение уреза воды. Основную геоморфологическую работу в береговой зоне выполняют волны. Волна – это колебательное движение, возникающее в поверхностном слое воды под действием ветра. Частицы воды совершают орбитальные движения в плоскости, перепендикулярной водной поверхности. На мелководье, при глубине моря меньше половины длины волны, они активно взаимодействуют с подводным береговым склоном. Энергия волн расходуется на разрушение дна, перенос и переотложение наносов, переформирование рельефа подводного берегового склона и берега. В результате этого взаимодействия симметричный профиль волны меняется на асимметричный с крутым передним и пологим тыловым склоном. Орбиты движения частиц приобретают эллиптическую форму, поэтому скорость их движения в сторону берега (по верхней части орбиты) оказывается больше, чем скорость обратного движения (по нижней части орбиты). При глубине, равной высоте волны, крутизна переднего ее склона становится критической, и происходит обрушение гребня волны, называемое прибоем, или накатом. Прибой дает начало прибойному потоку, который продвигается вверх по береговому склону, постепенно теряя скорость, до линии заплеска, откуда начинает движение обратный прибойный поток, или откат. Таким образом, верхняя граница береговой зоны проходит по линии заплеска, а нижняя граница располагается на глубине, равной половине длины волны, где начинается деформация волн. Вследствие трансформации энергии в береговой зоне образуются волновые течения. Течения, направленные в сторону берега, называют поперечными течениями, приводящими к повышению уровня моря у берега и образованию компенсационных прибрежных течений. При подходе волн к берегу с пологим подводным склоном (отмелые берега) под острым углом отток излишков воды происходит в направлении параллельном берегу, вследствие чего образуются продольные вдольбереговые течения. Волновые движения и течения формируют специфический комплекс берегового подводного и надводного рельефа. Абразионные формы рельефа береговой зоны. В работе волн также различают три группы процессов - разрушение, перенос и аккумуляция. Разрушение горных пород, слагающих береговую зону, называют абразией (лат. – соскабливание). Выделяют механическую, химическую и термическую абразию. Основным видом абразионной работы моря является механическая абразия - разрушение берега волнами и содержащимися в них обломками. Химическая абразия – разрушение берегов вследствие растворения горных пород. Термическая абразия осуществляется на берегах, сложенных многолетнемерзлыми рыхлыми породами с включениями полигонально-жильного льда, вследствие термического эффекта - отепляющего воздействия морской воды на мерзлые породы и лед. Наиболее интенсивное разрушение происходит у приглубых берегов, вблизи которых подводный береговой склон достаточно крутой и неширокая полоса мелководья. В этом случае волны мало расходуют энергии на трение о дно, поэтому они обрушиваются на берег с большой силой. Давление волн может достигать 30-70 т/кв. м. По линии уреза воды в породах вырабатывается волноприбойная ниша, над которой коренные породы нависают в виде карниза. По мере углубления ниши происходит обрушение карниза и образование отвесной стенки абразионного уступа – клифа. Перед подножием отступающего клифа в коренных породах формируется слабонаклонная к морю абразионная прибрежная площадка – бенч (рис. 31). Если берег сложен кристаллическими породами, абразия протекает медленно, но в конечном итоге формируются отчетливые абразионные формы. Рыхлые породы разрушаются наиболее активно с образованием большого количества наносов. Рис. 31. Элементы абразионного берега (Н.В. Макарова, Т.В. Суханова, 2007) В ходе абразии образуется обломочный материал разного механического состава: огромные глыбы, которые остаются на месте обрушения карниза и очень медленно разрушаются прибоем; и валуны, которые активно участвуют в дальнейшем разрушении берега. Валуны являются материалом бомбардировки берега и при этом сами дробятся и окатываются, превращаясь в гальку, гравий и песок. Этот подвижный материал во время шторма уносится на подводный склон, а потом снова выбрасывается на берег. В зависимости от структуры коренных пород и их литологии образуются разные морфологические типы клифов и бенчей. Например, в районах распространения донной морены волны и прибойный поток, разрушая клиф, вымывают суглинистый материал, а валуны остаются на месте. В результате на бенче накапливается этот грубообломочный материал, и из него постепенно формируется настоящая «броня», защищающая бенч и подножие клифа от дальнейшего размыва. Такие накопления, называемые валунно-галечной отмосткой, распространены, например, в районе Белого и Балтийского морей. На берегах, сложенных известняками, как и при механической абразии, образуется волноприбойная ниша в виде грота (ниша выщелачивания), а на клифе прослеживаются разные микро - и наноформы рельефа типа карров (см. гл. 7.2). Обычно химическая абразия развивается совместно с механической абразией и не создает особого типа берега, а лишь осложняет морфологию нормального абразионного или абразионно-денудационного берега. Если береговой уступ очень высокий (сотни метров) и сложен кристаллическими породами, то он развивается исключительно под влиянием гравитационных процессов. Такой берег еще не будет абразионным, а является денудационным, находящимся на самой начальной стадии развития морского берега. Клиф будет формироваться позднее. В ходе многократных передвижений частиц наносов они окатываются и сортируются по крупности. На пляже и прилегающей к нему части подводного склона накапливаются крупные наносы, в средней части подводного склона – наносы средней крупности, а в нижней части подводного берегового склона в периоды затишья между штормами откладываются наиболее мелкие наносы. В нижней части подводного берегового склона формируется подводная аккумулятивная прислоненная терраса, вследствие чего профиль абразионного берега приближается к состоянию абразионного профиля равновесия, имеющего форму плавно вогнутой кривой, где уклоны уравновешивают размывающую силу волн. Чем шире бенч, тем больше расширяется полоса мелководья, тем самым абразия сама уничтожает возможность своего дальнейшего развития. Аккумулятивные формы рельефа береговой зоны формируются под влиянием вдольбереговых и поперечных волновых течений, осуществляющих перемещение наносов. Чаще оба вида перемещения происходят одновременно. Наиболее характерными формами аккумулятивного рельефа при поперечном перемещении наносов являются пляжи, береговые подводные валы и береговые бары. Пляж – скопление наносов под действием прибойного потока. При подходе к берегу прямых волн, у которых скорость обратного течения намного меньше, на отмелых берегах формируется песчаный пляж полного профиля. На пляжах полного профиля в перерывах между штормами образуются береговые валы - асимметричные формы рельефа с пологим обращенным к морю склоном, и более крутым тыловым. На начальной стадии они невысокие. Во время шторма валы разрушаются, материал частично уносится на подводный береговой склон, частично перебрасывается через гребень вала на тыловой склон, увеличивая высоту вала и продвигая его в сторону суши. Когда высота берегового вала становится достаточно большой, он находится уже вне действия волн, а у его основания начинает формироваться новый молодой вал. В процессе образования берегов аккумулятивного типа может возникнуть ряд таких береговых валов, что приводит к наращиванию берега и продвижению его в сторону моря. По их строению и положению можно восстановить историю формирования берега. На приглубых берегах, где обратные скорости достаточно велики, образуются пляжи неполного профиля, односторонние, обычно галечные. Подводные валы обычно возникают в верхней части подводного берегового склона при частичном разрушении волн и выпадении на дно переносимого материала. Они представляют собой серию песчаных валов (до 30) высотой 0,5-2,5 м при длине сотни метров, протягивающихся параллельно друг другу вдоль берега. Механизм их формирования аналогичен механизму образования береговых валов, только начинается на подводном склоне. При неоднократном повторении процесса подводные валы растут не только вверх, но и перемещаются к берегу за счет переотложения материала с фронтального склона на тыловой склон. В конечном итоге подводный вал может выйти на дневную поверхность и присоединиться к пляжу, образовав береговой вал. Береговой бар – надводная крупная аккумулятивная форма рельефа в виде вала, протягивающегося параллельно берегу на десятки километров. Подножие бара находится на глубине 10-20 м, а над водой поднимается всего на 5-7 м. Береговой бар соединяется с берегом и отчленяет от него прибрежные акватории – лагуны. При продольном вдольбереговом течении волны подходят к берегу под косым углом, поэтому частицы наносов совершают вдольбереговое перемещение, достигающее максимальных значений при угле 45о. В зависимости от формы береговой линии продольное перемещение наносов может привести к образованию разных аккумулятивных форм, наращивающих берега и изменяющих их очертания. Например, береговая линия изогнута в сторону суши. На изгибе скорость движения резко падает, начинается аккумуляция и образуется коса – узкая надводная аккумулятивная форма, причлененная к берегу своей корневой частью и уходящая в море свободным концом. Коса в плане имеет разную форму: серповидную, в виде петли или стрелки – очень протяженной косы при малой ширине (например, песчаная коса мыса Хаттерас на атлантическом побережье Северной Америки имеет ширину 1,5 км при длине 48 км) (рис. 32). В узких и длинных заливах волны затухают, не доходя до их вершины. С двух сторон залива начинает расти выступ, часто достигающий противоположного берега и отчленяющий вершину залива. Такая аккумулятивная форма называется пересыпью, а отчлененная вершина залива становится лагуной. Если берег блокируется островом, отмелью или мысом, то между берегом и блокирующим элементом возникает зона волновой тени. За островом, где воздействие волн ослаблено, начинается аккумуляция и сначала образуется небольшой аккумулятивный выступ, затем замыкающая форма – перейма, или томболо, соединяющая бывший остров с коренным берегом или два острова между собой. Рис. 32. Схема расположения различных форм бухтового берега (Методическое руководство…, 1972): 1 – коса, 2 – двойная перейма; 3 – пересыпь; 4 – терраса; 5 – наволок; 6 – перейма; 7 – стрелка; 8 – скобовидная коса Вдольбереговые потоки наносов часто имеют большую мощность. Например, в Черном море они достигают 15-150 тыс. куб. м в год. От Сухуми до реки Кодори галька буквально течет по пляжу. Мощность Восточно-Балтийского потока длиной 600 км от Калининграда до Риги достигает 1 млн. куб. м в год. Обычно на протяжении участка берега абразионные и аккумулятивные элементы его строения образуют единые абразионно-аккумулятивные системы. Участки размыва служат источниками поступления наносов на аккумулятивные участки. Отступание абразионного берега влечет за собой смещение в сторону суши связанных с ним аккумулятивных форм. Выдвигание внешнего края аккумулятивной формы обусловливает отмирание абразионного участка, оказавшегося в волновой тени образовавшейся аккумулятивной формы. Взаимодействие этих процессов приводит к выравниванию береговой линии. В процессе выравнивания активное участие принимают устьевые участки рек, которые являются важнейшими поставщиками наносов в береговую зону. Типичные для береговой зоны песчаные наносы имеют в основном аллювиальное происхождение. Ингрессионные берега. Современные берега Мирового океана формировались в условиях послеледниковой трансгрессии (около 6 тыс. лет назад). Трансгрессию, при которой воды океана проникают в понижения суши, называют ингрессией, а извилистые изрезанные берега, унаследовавшие исходный характер расчленения, ингрессионными. В зависимости от генезиса расчленения исходного контура различают ингрессионные берега разных типов. Риасовые берега (исп. – река) возникли в результате затопления эрозионных горных долин. Они отличаются множеством извилистых заливов и островов. Эти далеко вдающиеся в сушу глубоко врезанные в скальные породы заливы хорошо сохранили первичную морфологию речных долин, потому что выравнивание берегов риасового типа происходит очень медленно. Риасовые берега широко распространены в разных районах, например, на Пиренейском полуострове и на юго-западе Ирландии. Лиманные берега образовались при ингрессии моря в долины рек, прорезавших низкие прибрежные равнины. В своем развитии они далеко опередили риасовые берега. Прибрежные равнины сложены рыхлыми легкоразмываемыми породами, которые при размыве дают большое количество наносов. Здесь развиты как абразионные, так и аккумулятивные формы берегового рельефа. Аккумулятивные формы быстро развиваются, становятся пересыпями, отчленяющими лиман от моря и превращающими его в озеро. Разные фазы трансформации лиманов в озера можно наблюдать сейчас на северо-западном побережье Черного моря между Одессой и дельтой Дуная. С ледниковым расчленением исходной поверхности связано формирование фиордовых и шхерных берегов. Фиордовые берега образуются вследствие затопления троговых долин горных побережий. Фиорды представляют собой глубокие заливы, часто разветвленные, со следами ледниковой обработки на отвесных склонах. Как и риасовые, эти берега слабо подвержены абразии и хорошо сохраняются до настоящего времени. Они широко распространены в Норвегии, Гренландии, Патагонии. Шхерные берега характерны для низменных областей, подвергшихся ледниковой обработке. Они отличаются огромным количеством мелких островов – шхер – подтопленных морем скальных выступов коренных пород, обработанных плейстоценовыми ледниками (бараньих лбов, скопления которых образуют ландшафты «курчавых скал») (см. гл. 8.1). Такие берега характерны для побережий Швеции, Финляндии, западной части Белого моря. Далматинский тип берегов образуется при ингрессии моря в синклинальные или антиклинальные долины при условии совпадения направления береговой линии с простиранием структур. В этом случае острова и полуострова вытянуты вдоль береговой линии. Этот тип распространен на берегу Адриатического моря в области Далмация, за что и получил свое название. Современные морские берега отличаются большим разнообразием, определяемым разным характером исходного расчленения, разным геологическим строением и стадией выравнивания. В результате срезания мысов под действием абразии и аккумуляции материала в заливах происходит выравнивание берегов. По характеру эволюции (нарастание или отступание) и степени выровненности берегов выделяют следующие типы: берега, неизмененные или слабоизмененные морем, занимающие около 24% от общей длины береговой линии; абразионные (расчлененные и выровненные) берега занимают около 22%; абразионно-аккумулятивные (расчлененные и выровненные) – около 20%; аккумулятивные (расчлененные и выровненные) – около 28%. По генезису выделяют: денудационные – неизмененные или слабо измененные берега, развивающиеся под влиянием денудации; берега, формируемые волновыми процессами; осушные, формируемые под действием волн, но при существенном участии приливов-отливов и сгонов-нагонов; дельтовые, биогенные, криогенные и техногенные. К денудационным или слабо измененным берегам относятся, прежде всего, риасовые и фьордовые берега, сложенные магматическими и метаморфическими породами, которые практически не подвергаются воздействию волн. Основная часть берегов Мирового океана развивается под влиянием волновой деятельности, которая была рассмотрена выше. Берега приливных морей. Особенности формирования берегов этого типа обусловлены тем, что приливные волны, вызванные притяжением Луны и Солнца, в отличие от других видов морских волн, возникают периодически. Два раза в месяц (в полнолуние и новолуние) наблюдаются наибольшие (сизигийные) приливы, а в первую и последнюю четверти Луны – наименьшие (квадратурные) приливы. Средняя высота приливов в Мировом океане составляет 1,5 м и только в некоторых морях она достигает более 10 м (до 16 м), поэтому приливные берега с характерным комплексом береговых форм рельефа имеют ограниченное распространение и наиболее ярко выражены на низких отмелых берегах Северного и Белого морей. Самым характерным элементом аккумулятивного рельефа берегов приливных морей является осушка (ватты). Осушка образуется из наносов, которые перемещает приливная волна в виде взвесей. Высокая турбулентность, свойственная приливной волне, усиленная волновыми колебаниями, определяет взмучивание осадочного материала. Скорость приливного течения выше, чем скорость отливного течения, поэтому за каждый приливно-отливный цикл на берегу накапливается материал. Постепенное нарастание поверхности осушки приводит к тому, что она становится выше уровня средних приливов (для Европы 3 - 7 м). На ней поселяется растительность, хорошо переносящая избыток влаги и солей, начинает формироваться почвенный покров. Такие поверхности называют маршами (лайдами). Поверхность маршей продолжает нарастать во время сизигийных приливов, которые происходят два раза в месяц. Их высота в Европе достигает 10-15 м. Постепенно марш достигает такой высоты, когда уже не будет затапливаться. Такие поверхности называют польдерами по аналогии с землями, представляющими собой искусственно осушенные марши, широко распространенными в Нидерландах. На отмелых берегах некоторых морей (Балтийское, Белое и др.) наблюдаются ветровые сгоны и нагоны воды. При этом образуются такие же формы рельефа, как и на отмелых берегах приливных морей. Отличие заключается в том, что сгоны-нагоны происходят эпизодически в отличие от приливов-отливов, развитие которых подчинено ритмичности. В устьях крупных рек отливное течение совпадает с направлением течения реки, поэтому скорость отлива больше, чем скорость прилива. Благодаря этому в устьях возникает дефицит наносов, что способствует размыву берегов реки во время отлива. В результате устье такой реки расширяется и формируется воронкообразный залив – эстуарий. Эстуарии наблюдаются у таких крупных рек, как Темза, Сена, Мезень, Парана и др. Дельтовые берега. Вследствие взаимодействия морских и речных факторов в береговой зоне моря образуются крупные аккумулятивные формы рельефа – дельты (см. гл. 7.1). Образование дельт ведет к усилению расчлененности береговой линии. На первых стадиях аккумуляция материала в виде приустьевых кос происходит на продолжении обоих берегов русла, а в осевой части речного потока сохраняется быстрое течение. Образуется клювовидная дельта. В дальнейшем, если скорость струи снижается, начинается аккумуляция материала, и образуется островок – осередок. С его появлением русло делится на рукава. В устье уже каждого рукава формируются приустьевые косы, поэтому морской край дельты выдвигается неравномерно и образуется лопастная дельта, называемая «птичья лапа». Ярким примером лопастной дельты является дельта Миссисипи. При многократном делении русла возникает система рукавов и устьев. При большом количестве рукавов твердый сток распределяется более равномерно, и морской край дельты приобретает дугообразные очертания. Такая дельта называется многорукавной, или мелколопастной (например, дельта Волги). При впадении реки в крупный мелководный залив образуется особый тип дельты – дельта выполнения. Развитие дельты происходит в спокойных водах полуизолированной акватории при ослабленном влиянии морского волнения. Вдоль рукавов образуются прирусловые валы и косы, а у бровки свала глубин возникает пересыпь (бар), которая блокирует залив. В результате формируется ячеистый рисунок валов. Между валами остаются понижения, занятые болотами (плавни) и озерами (лиманы). Типичной дельтой выполнения является дельта Дуная. Поскольку сброс речных наносов происходит в лагуне, то она постепенно заполняется. В случае прорыва пересыпи формируется новый бар, и происходит заполнение новой лагуны. Это уже выдвинутая дельта, которая образуется за пределами залива, на открытом берегу и рассматривается как поздняя стадия развития дельты выполнения. Берега, формируемые при участии рек, в том числе дельтовые, называют потамогенными (греч. – река). Биогенные берега. В формировании биогенных берегов существенную роль играет биота. В ходе жизнедеятельности растительных организмов возникают фитогенные берега. Растения способствуют нарастанию суши, так как задерживают песчаные и илистые частицы, гасят волны, закрепляют грунт корневой системой и защищают сушу от размыва. Среди фитогенных берегов различают мангровые берега тропических широт и тростниковые берега в умеренных широтах. Формирование коралловых берегов происходит под влиянием животных и растений, способных усваивать известь из морской воды и строить из нее свои скелеты. В основном это кораллы и известковые водоросли. После отмирания организмов, разрушения скелетов волнами и прибоем и цементации продуктов разрушения образуется горная порода – коралловый, или рифовый известняк. Он служит материалом для постройки коралловых рифов. Существует несколько типов коралловых построек, например, атоллы – кольцеобразные постройки, характерные для открытого океана, в центре которых находится лагуна. В береговой зоне материков обычно формируются береговые (окаймляющие) рифы, представляющие собой подводные известняковые террасы. На их внешней стороне находятся колонии живых кораллов. Гряды барьерных рифов тянутся параллельно берегу на сотни километров. Длина Большого Барьерного рифа Австралии достигает 1,5 тыс. км. Скорость роста рифов в послеледниковую трансгрессию в высоту составляет 5 м за 1 тыс. лет. Криогенные берега, характерные для арктических морей, формируются под влиянием термической абразии. Криогенные берега специфичны как по формирующему их процессу, так и по морфологии. Слагающие берег рыхлые породы представляют собой «ледовый комплекс» - алевриты, скованные льдом, которые при таянии подвергаются разжижению и солифлюкции. Сначала вытаивают ледяные жилы или пласты, и в подножии берегового уступа возникает ниша вытаивания глубиной до 10 м – аналог абразионной ниши. По мере увеличения ее глубины нависающий карниз обрушивается, клиф отступает, и начинает формироваться новая ниша. Клиф часто осложнен байджерахами и булгунняхами, а в его подножии образуются солифлюкционные шлейфы (см. гл. 8.2). Разрушение термоабразионных берегов происходит с большой скоростью, в среднем около 5 м в год, иногда до 20 м и более. Рыхлый материал, который накапливается в подножии клифа, постепенно уносится за пределы береговой зоны или из него образуются береговые аккумулятивные формы рельефа. Техногенные берега выделяются в самостоятельный тип, поскольку довольно значительные по протяженности отрезки берега преобразованы человеком в искусственные берега для их защиты от размыва. Средства защиты могут быть пассивными и активными. Пассивные средства – это строительство защитных стен и волноломов. Разработано множество таких конструкций, но все они в конечном итоге разрушаются. Лучшее средство защиты побережья от штормовых волн придумала сама природа – это пляж, поэтому большинство предлагаемых активных методов направлено на сохранение существующих пляжей или создание условий для их восстановления и новообразования. Например, на восточном побережье Черного моря за период 1940-1970 гг. было вывезено с пляжей около 30 млн. куб. м песка и гальки. Строительство водохранилищ в это же время на многих реках, стекающих с Кавказских гор, привело к резкому сокращению поступления материала в береговую зону. Вследствие этого мыс Пицунда отступал на 1 м/год, поэтому здесь были построены защитные стены. В 1969 г. во время сильного шторма стены были разрушены, и произошел катастрофический размыв пляжа. Для его восстановления был использован естественный процесс. Пляж полностью восстановился через 6 лет. Там где наблюдается вдольбереговое перемещение наносов, хорошо работает метод бун. Буны – невысокие стены, ориентированные по нормали к береговой линии. Они предназначены для сохранения полосы пляжа. Накоплению материала на пляже способствует также сооружение подводных волноломов, создающих волновую тень. Во многих случаях пляжи специально отсыпают или создают искусственные переймы и острова. Человек, таким образом, искусственно увеличивает изрезанность береговой линии. Морские террасы - это комплексы древних абразионных и аккумулятивных береговых форм рельефа и прибрежных типов отложений, расположенные выше и ниже современного уровня моря вследствие тектонических движений или эвстатических колебаний. Область распространения сохранившихся форм древнего взаимодействия суши и моря вместе с современной береговой зоной называют побережьем (рис. 33). Морские террасы представляют собой наклонные поверхности морского генезиса с прилегающим уступом, одновозрастным с этой поверхностью. Со стороны моря такая терраса ограничена более молодым уступом и Рис. 33. Строение побережья (О.К. Леонтьев, 1961) одновозрастным с нижележащей террасой. Нередко наблюдается серия (лестница) таких морских террас. В каждой морской террасе, как и в речной террасе, различают тыловой шов, уступ, бровку и площадку. Высота морской террасы, в отличие от высоты речной террасы, определяется по высоте над уровнем моря ее тылового шва. По геологическому строению, так же как и речные террасы, они могут быть аккумулятивными, цокольными, но не эрозионными, а абразионными. В отличие от речных террас аккумулятивные и цокольные морские террасы различить достаточно сложно, потому что в геоморфологии морских берегов нет понятия «нормальная мощность аллювия». Изучение морских террас дает информацию об истории развития рельефа морских побережий, об интенсивности и направленности тектонических движений.