Рельеф областей материкового оледенения




16.06.2015

Поверхность суши неоднократно подвергалась материковому оледелению (рис. 110). Доказательством неоднократности оледенений на равнине в плейстоцене служит наличие в межморенных отложениях остатков сравнительно теплолюбивых растений.
В эпоху максимального оледенения ледники покрывали более 30% площади суши. В северном полушарии они располагались в северных частях Европы и Америки. Главные центры оледенения в Евразии находились на Скандинавском п-ове, на Новой Земле, на Урале и Таймыре. В Северной Америке центрами оледенения были Кордильеры, Лабрадор и территория к западу от Гудзонова залива (Киватинский центр).
В рельефе равнин наиболее отчетливо выражены следы последнего оледенения (закончившегося 10 тыс. лет назад): Валдайского — на Русской равнине, Вюрмского — в Альпах, Висконсинского — в Северной Америке.
Двигавшийся ледник изменял рельеф подстилающей поверхности. Степень воздействия его была различной и зависела от пород, слагавших поверхность, от ее рельефа, от мощности ледника. Поверхность, сложенную мягкими породами, ледник сглаживал, уничтожая резкие выступы. Трещиноватые породы он разрушал, отламывая и унося их куски. Вмерзая в движущийся ледник снизу, эти куски способствовали разрушению поверхности.


Встречая на пути возвышенности, сложенные твердыми породами, ледник шлифовал (иногда до зеркального блеска) склон, обращенный навстречу его движению. Вмерзшие куски твердых пород оставили шрамы, царапины, создали сложную ледниковую штриховку. По направлению ледниковых шрамов можно судить о направлении движения ледника. На противоположном склоне ледник выламывал куски породы, разрушая склон. В результате возвышенности приобрели характерную обтекаемую форму «бараньих лбов». Длина их изменяется от нескольких метров до нескольких сотен метров, высота достигает 50 м. Скопления «бараньих лбов» образуют рельеф курчавых скал, хорошо выраженный, например, в Карелии, на Кольском п-ове, на Кавказе, на Таймырском п-ове, а также в Канаде и Шотландии.
У края таявшего ледника откладывалась морена. Если конец ледника вследствие таяния задерживался у некоторой границы, а ледник продолжал поставлять отложения, возникали гряды и многочисленные холмы конечных морен. Моренные гряды на равнине нередко образовывались около выступов подледникового коренного рельефа. Гряды конечных морен достигают в длину сотен километров при высоте до 70 м. Иногда они располагаются параллельно друг другу. Понижения, разделяющие возвышенности в области конечной морены, часто заняты болотами и озерами. Яркий пример конечно-моренной гряды — Салпауссельскя (Финляндия). При наступлении ледник перемещает перед собой отложенную им же конечную морену и рыхлые отложения, создавая морену напора — широкие асимметричные гряды (крутой склон обращен к леднику). Многие ученые считают, что большинство конечно-моренных гряд создано напором ледника.
При таянии тела ледника заключенная в нем морена проектируется на подстилающую поверхность, сильно смягчая ее неровности и создавая рельеф основной морены. Этот рельеф, представляющий собой плоскую или холмистую равнину с болотами и озерами, свойстве» областям древнего материкового оледенения.
В области основной морены можно видеть друмлины — продолговатые холмы, вытянутые по направлению движения ледника. Склон, обращенный навстречу двигавшемуся леднику, крутой. Длина друмлинов колеблется в пределах от 400 до 1000 м, ширина — от 150 да 200 м, высота — от 10 до 40 м. Расположены друмлины группами в периферической области оледенения, на равнине или в предгорных, областях. С поверхности они сложены мореной, облекающей ядро из коренных отложений или отложений потоков талой воды. Происхождение их еще неясно. Предполагают, что морена, вмерзшая в дно ледника, задерживалась у повышений ледникового ложа, увеличивая их. размеры, а ледник придавал им сглаженную форму.
На территории России друмлины существуют в Эстонии, на Кольском п-ове, в Карелии и в некоторых других местах. Они встречаются, также в Ирландии, в Северной Америке.
Потоки воды, возникающие в процессе таяния ледника, вымывают и уносят минеральные частицы, откладывая их там, где скорость течения замедляется. При накоплении отложений талых вод возникают толщи рыхлых наносов, отличающихся от морены сортированностью материала. Формы рельефа, созданные потоками талых вод как в результате размыва, так и в результате аккумуляции наносов, очень разнообразны.
Древние долины стока талых ледниковых вод — широкие (от 3 до 25 км) ложбины, протягивающиеся вдоль края ледника и пересекающие доледниковые долины рек и их водоразделы. Отложения ледниковых вод заполнили эти ложбины. Современные реки частично используют их и нередко протекают в несоразмерно широких долинах.
Древние долины можно наблюдать на территории России (Прибалтика, Украина), Польши, ФРГ.
Камы — округлые или продолговатые холмы с плоскими вершинами и пологими склонами, внешне напоминающие моренные холмы. Высота их — 6—12 м (редко до 30 м). Понижения Между холмами заняты болотами и озерами. Находятся камы около границы ледника, с внутренней ее стороны и обычно образуют группы, создавая характерный камовый рельеф.
Камы, в отличие от моренных холмов, сложены грубо сортированным материалом. Разнообразный состав этих отложений и особенно встречающиеся среди них тонкие глины позволяют предполагать, что они накапливались в небольших озерах, возникавших на поверхности ледника. При таянии ледника накопившиеся отложения спроектировались на поверхность основной морены. Вопрос о формировании камов еще не ясен.
Вытаиванием отдельных глыб мертвого льда, скрытого в отложениях ледниковых вод, объясняют происхождение ледниковых ванн (золлей) — сравнительно небольших округлых углублений (диаметр — несколько десятков метров, глубина — несколько метров). Ледниковые ванны встречаются также в районах многолетней мерзлоты.
Озы — гряды, напоминающие железнодорожные насыпи. Длина озов измеряется десятками километров (30—40 км), ширина — десятками (реже сотнями) метров, высота очень различна: от 5 до 60 м. Склоны обычно симметричные, крутые (до 40°).
Озы простираются независимо от современного рельефа местности, нередко пересекая долины рек, озера, водоразделы. Иногда они ветвятся, образуя системы гряд, которые могут расчленяться на отдельные холмы. Озы сложены диагонально-слоистыми и реже горизонтально-слоистыми отложениями: песком, гравием, галькой.
Происхождение озов можно объяснить накоплением отложений, переносимых потоками талых вод в их руслах, а также в трещинах внутри ледника. Когда ледник таял, эти отложения спроектировались на поверхность.
Зандры — пространства, примыкающие к конечным моренам, покрытые отложением талых вод (перемытой мореной). У конца долинных ледников зандры незначительны по площади, сложены некрупным щебнем и плохо окатанной галькой. У окраины ледяного покрова на равнине они занимают большие пространства, образуя широкую полосу зандровых равнин. Зандровые равнины слагаются из обширных плоских конусов выноса подледниковых потоков, сливающихся и частично перекрывающих друг друга. На поверхности зандровых равнин часто возникают формы рельефа, созданные ветром.
Примером зандровых равнин может быть полоса «полесий» на Русской равнине (Припятская, Мещерская).


В областях, испытавших оледенение, наблюдается определенная закономерность в распределении рельефа, его зональность (рис. 111). В центральной части области оледенения (Балтийский щит, Канадский щит), где ледник возникал раньше, дольше сохранялся, имел наибольшую мощность и скорость движения, сформировался эрозионный ледниковый рельеф. Ледник снес доледниковые рыхлые отложения и оказал на коренные (кристаллические) породы разрушающее влияние, степень которого зависела от характера пород и доледникового рельефа. Покров маломощной морены, легшей на поверхность при отступании ледника, не затушевал особенностей ее рельефа, а только смягчил их. Накопление морены в глубоких депрессиях достигает 150—200 м, в то время как на соседних участках с выступами коренных пород морена отсутствует.
В периферической части области оледенения леднии существовал менее продолжительное время, обладал меньшей мощностью и замедленным движением. Последнее объясняется уменьшением напора с удалением от центра питания ледника и перегруженностью его обломочным материалом. В этой части ледник главным образом разгружался от обломочного материала и создавал аккумулятивные формы рельефа.
За пределами границы распространения ледника, непосредственно примыкая к ней, расположена зона, особенности рельефа которой связаны с эрозионной и аккумулятивной деятельностью талых ледниковых вод. На формировании рельефа этой зоны сказывалось также охлаждающее воздействие ледника.
В результате неоднократности оледенения и распространения ледникового покрова в разные ледниковые эпохи, а также в результате подвижек края ледника различные по происхождению формы ледникового рельефа оказались наложенными друг на друга и сильно измененными.
Ледниковый рельеф поверхности, освободившейся от ледника, подвергся воздействию других экзогенных факторов. Чем раньше было оледенение, тем, естественно, сильнее изменили рельеф процессы эрозии и денудации. У южной границы максимального оледенения морфологические черты ледникового рельефа отсутствуют или сохранились очень слабо. Свидетельством оледенения являются принесенные ледником валуны и сохранившиеся местами остатки сильно измененных ледниковых отложений. Рельеф этих областей типично эрозионный. Речная сеть хорошо сформирована, реки текут в широких долинах и имеют выработанный продольный профиль. К северу от границы последнего оледенения ледниковый рельеф сохранил свои особенности и представляет собой беспорядочное скопление холмов, гряд, замкнутых котловин, часто занятых неглубокими озерами. Моренные озера сравнительно быстро заполняются наносами, нередко их спускают реки. Формирование речной системы за счет «нанизанных» рекой озер типично для областей с ледниковым рельефом. Там, где ледник сохранялся дольше всего, ледниковый рельеф изменен сравнительно мало. Для этих областей характерны еще не окончательно сформировавшаяся речная сеть, невыработанный профиль рек, «не спущенные» реками озера.

Рельеф пустынь.

Рельеф пустынь

16.06.2015

Особенности рельефа пустынь определяются его формированием в условиях климата, характеризующегося очень малым (не более 200—250 мм) количеством осадков при огромной испаряемости и большими суточными амплитудами колебаний температуры воздуха (30—35°). Поверхностный сток или вообще отсутствует, или возникает после кратковременных сильных ливней, выпадающих раз в несколько лет. Временные потоки создают русла, большую часть времени лишенные воды. На водонепроницаемых породах потоки ливневых осадков, перегружаясь обломочным материалом, превращаются в грязе-каменные потоки — сели.
Крупные долины имеют только «транзитные» реки, начинающиеся в горах или на соседних равнинах с влажным климатом. Эрозионная расчлененность поверхности очень слабая. Потоки, протекающие по поверхности пустыни, не достигают моря, а заканчиваются в озерах или теряются в песках. Характерны обширные бессточные котловины. Если в котловине неглубоко залегают грунтовые воды, на поверхность выходят источники, возникают оазисы.
Климатические условия способствуют энергичному физическому выветриванию (в основном температурному), играющему очень большую роль в образовании рельефа пустынь вообще и особенно рельефа каменистых пустынь.
Интенсивному выветриванию сопутствует деятельность ветра, выдувающего рыхлые продукты разрушения горных пород (дефляция) и тем создающего условия для дальнейшего их разрушения.
Поток воздуха, поднимая с поверхности и перемещая пылеватые частицы, песок, а иногда и мелкие обломки пород, с их помощью обтачивает и шлифует встреченные на пути препятствия (процесс коррозии). Сильнее всего коррозия проявляется в приземном слое высотой 1,5—2 м, т. е. там, где количество переносимых частиц наибольшее. Поэтому часто возникают различные грибообразные формы скал.
Способность ветра переносить частицы зависит от его скорости и от размеров частиц. При скорости ветра до 6,5 м/сек он способен переносить пыль и песчинки диаметром до 1 мм, при скорости 20 м/сек диаметр переносимых частиц увеличивается до 4—5 мм, ветры ураганной силы поднимают мелкие камешки. Из всех частиц, перемещаемых ветром, до 90% поднимается на высоту не более 11 см над поверхностью.
Так как скорость струй ветрового потока изменяется, частицы перемещаемые ветром, то поднимаются над поверхностью, то влекутся по ней. Там, где скорость движения недостаточна для переноса, происходит накопление песчаных отложений, возникают аккумулятивный формы песчаного рельефа. Удивительное многообразие этих форм связано с режимом ветров, со штопорообразным характером вихревых потоков воздуха, направленных вертикально и горизонтально.
Рельефообразующая деятельность ветра складывается из взаимосвязанных процессов разрушения неровностей, переноса рыхлых отложений и создания новых, аккумулятивных форм рельефа.
Деятельность ветра в той или иной степени проявляется повсюду, но к образованию особого эолового рельефа она приводит только при сочетании интенсивного физического выветривания, сухости климата, наличия рыхлых, не закрепленных растительностью отложений и постоянных или частых ветров значительной силы. Этим условиям отвечают прежде всего пустыни.
Морфологические типы пустынь. Различия в морфологии пустынь зависят от неровностей, созданных внутренними силами, от литологического состава поверхностных отложений и от воздействия ветра на эту поверхность.
Выделяются пустыни каменистые, песчаные и глинистые.
Каменистые пустыни развиты в основном в горных пустынных районах. Поверхность равнинных каменистых пустынь покрыта щебнистым материалом — продуктами разрушения возвышенностей. Близ гор щебень, покрывающий поверхность пустыни, может быть принесен водными потоками. Выступы твердых пород, отдельные скалы, обрывы под влиянием ветра и при участии выветривания образуют причудливые формы: карнизы, колонны, столбы, грибы и т. д. Нередко встречаются такие формы, как котлы выдувания и каменные решетки. Влияние структуры в рельефе сказывается в каменистых пустынях очень отчетливо. Каменистые пустыни распространены в Северной Африке (арабы называют их «хамады»), в Азии.
Песчаные пустыни — самый распространенный тип равнинных пустынь. Пески пустыни имеют различное происхождение. Это могут быть древние аллювиальные отложения (например, пески Туркменских Каракумов, отложенные Аму-Дарьей) и продукты разрушения коренных пород (например, пески центральной части пустыни Алашань).
В песчаных пустынях роль ветра в формировании рельефа особенно значительна; эоловые формы песчаного рельефа в них господствуют. При этом выделяются формы рельефа незакрепленных (барханных) и полузакрепленных песков
Рельеф незакрепленных песков — это преимущественно рельеф, субтропических пустынь. Наиболее характерная для него форма — барханы. Барханы — асимметричные песчаные холмы серповидной формы, расположенные перпендикулярно господствующему направлению ветра, острыми концами («рогами») вперед. Наветренные склоны их пологие (5—15°), подветренные — крутые (30—35°). Высота барханов колеблется от 1—2 до 15 м, а местами (Ливийская пустыня) образуются, и более высокие барханы. В поперечнике барханы достигают 40—70 м, иногда 140 и более метров.
Образование бархана начинается с появления на ровной поверхности небольшого (высотой несколько десятков сантиметров скопления песка. На подветренной стороне такого скопления возникает завихрение воздуха, создающее небольшую полуворонку. Образуется зачаточный бархан. Он постепенно растет, приобретая форму настоящего бархана. Увеличиваясь в размерах, бархан одновременно перемещается в направлении преобладающих ветров со скоростью 50—60 м в год. При этом серповидная форма бархана сохраняется.
Одиночные барханы встречаются сравнительно редко. В пустынях Средней Азии они занимают всего 10% площади.
Условия, благоприятные для образования одиночных барханов — небольшое количество песка на твердой горизонтальной или слабонаклонной поверхности. Поэтому барханы часто формируются по краям массивов полузакрепленных песков.
Если формирование барханов происходит на поверхности сплошной песчаной толщи, при определенном режиме ветров (при смене ветров двух противоположных направлений) возникают барханные цепи (поперечно-грядовые пески). Они располагаются перпендикулярно. направлению преобладающих ветров и имеют вид асимметричных волн (пологий склон наветренный). Высота барханных цепей в пустынях Центральной Азии достигает 100 ж, в пустынях Средней Азии — 60—70 м, длина — от нескольких сотен метров до 10—12 км. Расстояние между гребнями соседних цепей — 1500—3500 м.
На образование и направление барханных цепей влияет рельеф; они могут возникнуть там, где ветер отражается от препятствия (от возвышенностей, от горных хребтов). Хребет высотой 2—3 км влияет на направление песчаных гряд на расстоянии до 100 км.
Барханные цепи заметно передвигаются в том случае, если сменяющие друг друга ветры противоположных направлений имеют неодинаковую силу, но эти цепи значительно менее подвижны, чем одиночные барханы. Барханные пески, перемещаясь, иногда засыпают постройки, поля, сады.
Продольные барханные цепи (гряды), вытянутые перпендикулярно направлению господствующего ветра, встречаются там, где ветры почти не меняют направление (например, в пустынях зоны пассатов). Они формируются из одиночных барханов, постепенно вытягивающихся за счет удлинения одного рога, а затем сливающихся между собой.
Рельеф полузакрепленных песков типичен для внетропических пустынь. Полузакрепленные пески имеют разреженный растительный покров, затрудняющий выдувание песка, поэтому формы рельефа полузакрепленных песков под влиянием ветра изменяются сравнительно медленно. Преобладают гряды, вытянутые на огромном протяжении в направлении господствующих ветров (или в направлении их равнодействующей).
Гряды имеют асимметричную форму при крутизне склонов не более 20°. Высота их очень различна и колеблется от. 1—3 м до сотен метров. Ширина межгрядовых понижений изменяется от 185 до 2500 м. Больших размеров песчаные гряды достигают в Сахаре.
Продольные песчаные гряды возникают в результате одновременно происходящих процессов развевания песка и его отложения. Струи воздуха в ветровом потоке движутся штопорообразно. Это связано главным образом с неодинаковым нагреванием склонов гряд. Воздух перемещается в сторону нагретого склона, над которым возникает его восходящее движение. При этом он переносит частицы песка из межгрядий на склон гряды. Когда воздух поднимается над грядой, песчинки падают на поверхность гряды. Так как в разное время дня нагреваются разные склоны, направление движения воздуха изменяется и песок с межгрядий переносится то на один, то на другой склон.
Грядово-ячеистые пески отличаются от грядово-продольных тем, что, кроме главных гряд, вытянутых в направлении преобладающего ветра, существуют низкие поперечные гряды-перемычки, разделяющие межгрядие на отдельные замкнутые котловины. Перемычки созданы второстепенными ветрами, менее сильными, дующими более короткое время я в другом направлении, чем главные ветры. Ветры разных направлений, одинаковые по силе, создают одинаковые по размерам гряды, при пересечении которых возникают округлые котловины диаметром от нескольких десятков до двух сотен метров. Такой рельеф называют ячеистым (лунковым).
Бугристые пески — скопление заросших растительностью песчаных холмов неправильной формы, достигающих высоты 5 м. Их образование связано с закреплением подвижных песков пустынной растительностью, способной быстро прорастать сквозь засыпающие ее пески и скреплять их придаточными корнями. Неправильная форма холмов объясняется отсутствием господствующих направлений ветра.
При медленном накоплении песка около отдельных кустов или небольших групп растений (тамариска, хармыка, чия, камыша, саксаула) возникают кучевые пески (кустовые бугры). Размеры бугров определяются пределами роста растения, засыпаемого песком. Тамарисковые бугры достигают высоты 4—6 м, хармыковые — только 2 м. Если растение гибнет, песок начинает постепенно развеваться.
Описанные выше наиболее типичные формы песчаного рельефа пустыни связаны между собой многочисленными переходными формами.
Площадь земной поверхности, находящаяся под песчаными пустынями, очень велика. Только в Африке она составляет 1 000 000 кв. км. Огромные песчаные массивы расположены в пустынях Азии: Каракумы, Кызылкум, Муюнкум, Прибалхашские пески, Сары-Ишикотрау, Такла-Макан и др. Большие пространства заняты песчаными пустынями в Иране, Индии, на Аравийском п-ове. Колоссальные площади песчаных пустынь Австралии и Южной Америки.
Глинистые пустыни формируются на поверхности, покрытой мел-коземистыми отложениями. Мелкие глинистые частицы выносятся временными потоками и откладываются в понижениях рельефа или на предгорных равнинах. Когда вода высыхает, эти частицы образуют корку, местами покрытую выцветами выкристаллизовавшихся солей.
Глинистые пустыни чаще расположены отдельными участками в пределах песчаных пустынь, но могут покрывать и сплошь значительные пространства (например, в северо-восточной и северо-западной частях Кызылкума). Обычно они представляют собой наклонные равнины. Площадь глинистых пустынь на Земле в общем не много меньше площади песчаных пустынь. Значительные пространства глинистых пустынь находятся в Северной Америке, где ими заняты понижения между хребтами в горных районах. Большие площади занимают они в Средней и в Центральной Азии.
Среди глинистых пустынь в отрицательных формах рельефа возникают участки глинисто-солончаковых пустынь. Солончаки, расположенные в понижениях с близко залегающими, сильно минерализованными грунтовыми водами, называют сорами (шорами). Соры часто подвергаются усиленному развеванию.
В Средней Азии участки глинистой — солончаковой пустыни с водонепроницаемой растрескавшейся при высыхании на многоугольники поверхностью называют такырами. Размеры такыров — от нескольких квадратных метров до сотен квадратных километров. Форма различная: округлая, вытянутая неправильная. Поверхность обычно слегка вогнутая, иногда наклонная. На водонепроницаемой поверхности такыров задерживается Весенняя вода и вода редких в пустыне осадков. Население пустынй отводит эту воду в специальные колодцы, где она сохраняется все Лето. Песок, принесенный на поверхность такыра, часто образует одиночные барханы.
Рельеф пустынь, кажущийся на первый взгляд простым, при более детальном его рассмотрении оказывается очень сложным и разнообразным.

10. Морфология берегов. Типы берегов.

Морфология берегов

16.06.2015

Береговая зона — зона взаимодействия моря и суши. В результате этого взаимодействия формируется своеобразный рельеф береговой зоны. Главная роль в его формировании принадлежит энергии волн, значительно меньшую роль играют приливы, течения и другие неволновые процессы.
Воздействуя на берег, волны производят огромную разрушительную работу, сопровождающуюся переносом продуктов разрушения и их аккумуляцией. В разрушении берега участвует гидравлический удар волн и удар обломков горных пород, захваченных волнами. Разрушительную деятельность моря или озера называют абразией. Абразия и аккумуляция — две стороны единого процесса, формирующего берега (рис. 112).
Абразия особенно сильно проявляется на крутых берегах, близ которых дно имеет значительный уклон (приглубые берега). Процесс создания абразионных берегов начинается с появления выемки у основания склона берега. Волны постепенно увеличивают выемку и превращают ее в волноприбойную нишу. Породы, нависающие над нишей, обрушиваются, возникает береговой обрыв — клиф. Продолжая углублять волноприбойную нишу, волны вызывают отступание обрыва в сторону суши и создают выровненную поверхность — подводную абразионную террасу.
Между клифом и абразионной террасой образуется неширокая, покрытая обломочным материалом полоса, заливаемая во время приливов и штормов, — пляж. Часть обломочного материала сносится за пределы абразионной террасы и, откладываясь на подводном склоне, создает продолжение абразионной террасы — подводную аккумулятивную террасу.


Чем дальше отступает береговой обрыв, чем шире абразионная терраса, тем больше энергии теряют волны на преодоление трения, перенос материала и его переработку.
Постепенно создается такой профиль берега, при котором волна не оказывает заметного разрушительного действия на него. У подножия обрыва возникает широкий пляж, растет аккумулятивная терраса, береговой обрыв «отмирает».
Скорость отступания берегового обрыва под действием волн зависит от характера пород, слагающих его, и от энергии волн. Некоторые участки берега отступают со скоростью 1,5—3,0 м в год. На побережье Франции (п-ов Медок) в отдельные годы берег отступает на 15 и даже 35 ж.
При неизменном уровне Океана абразионная терраса не может сформироваться на глубине больше той, на которую проникают волнения, т. е. глубже 200 м. Колебания уровня Океана приводят к тому, что ширина абразионной террасы в одних местах достигает всего нескольких десятков метров, в других — многих десятков километров.
Плоские, с пологим дном отмелые берега развиваются под влиянием волн иначе, чем крутые, приглубые (рис. 113). При неизменном уровне около таких берегов преобладают процессы аккумуляции.
Волны перемещают наносы во взвешенном состоянии и перекатывают их по дну. При волновом движении, распространяющемся до дна, вода, а с ней и наносы передвигаются от берега и к берегу. Это движение связано с тем, что круглые орбиты колебания частиц воды у дна приобретают эллипсоидальную форму, уплощаются.


На относительно большой глубине расстояние, проходимое частицей воды в сторону берега и обратно, одинаково. Вследствие того что сила придонного течения на глубине невелика, вода переносит только мелкие песчинки, оставляя на месте более крупные частицы. Сила тяжести тормозит движение песчинок к берегу и ускоряет их движение от берега, заставляя сползать на большую глубину. Постепенно песчинки достигают такой глубины, на которой волнение не оказывает на них влияния. На меньших глубинах волнение сказывается сильнее: перемещается не только песок, но и галька. Вода подхватывает песок и гальку и тащит вверх по склону, к берегу. Ho так как обратный ток воды замедлен, галька, несмотря на дополнительное действие силы тяжести, не возвращается на старое место, а постепенно перемещается волнами в сторону берега. Чем меньше глубины, тем больше скорость движения воды у дна, тем крупнее материал, участвующий в этом движении.
Постепенно, вследствие переноса материала в более глубокой части от берега, в более мелкой — к берегу, вырабатывается такой профиль, при котором наносы почти не перемещаются до тех пор, пока изменение условий не вызовет возобновления процессов. При выработайном профиле происходит лишь незначительная перестройка, связанная с изменением параметров волн.
Обычно волна подходит к берегу под некоторым углом. При этом вода и переносимый ею материал передвигаются по плавной кривой (рис. 114). В точке А на пляже лежит крупная галька, мелкая галька и песок. Волна подхватывает их и переносит на разное расстояние. Крупная галька, как наиболее тяжелая, останавливается в точке Д, мелкая галька — в точке Е, песок же проходит с волной весь путь до точки Г. Откатываясь, волна захватывает и крупную и мелкую гальку и перемещает их в точки Б и В.
Таким образом крупная галька перемещается вдоль берега на расстояние «1», мелкая — на расстояние «2», песок — на расстояние «3». Наносы двигаются вдоль берега и на надводном и на подводном пляже. Так как угол, под которым волны подходят к берегу, изменяется, наносы могут передвигаться то вправо, то влево. Однако при этом, как правило, движение в одном из двух направлений преобладает, и в результате образуются «потоки» гальки и песка.


Ширина галечниковых потоков — 30—40 м на надводном и 15—20 м на подводном пляже. Песчаные потоки несравненно шире, зона, в которой песок приходит в движение, достигает у отмелых берегов ширины 2 км. Самый длинный галечниковый поток на Кавказском побережье шел на 180 км (от Туапсе до Пицундского мыса). Сооружение Сочинского порта повлияло на движение этого потока. Песчаный поток на Балтийском побережье идет от Куршской косы до Риги и имеет длину почти 600 км. Мощность этого потока — до 1 млн. куб. м песка в год. Самый длинный из всех известных песчаных потоков «течет» вдоль Атлантического побережья США с севера на юг на 3000 км от п-ова Лабрадор к п-ову Флорида. Поток наносов может останавливаться, двигаться некоторое время в обратном направлении и снова продолжать движение в основном направлении.
Потоки наносов начинаются на сильно разрушаемых участках берега или у устьев рек, приносящих наносы.
Способность волн переносить материал вдоль берега ограничена и определяется в каждом месте средней силой, направлением и повторяемостью волнений в год. Расчетами доказано, что максимальной переносящей способностью обладают волны, идущие к берегу под углом 45°. Волны, подходящие под прямым углом, не перемещают наносы вдоль берега, а только передвигают их в перпендикулярном ему направлении. Волны, подходящие под углом меньшим, чем 45°, теряют энергию на подходе к берегу вследствие удлинения фронта волны. В результате там, где берег изгибается, возникают аккумулятивные формы рельефа.
На участке AS (рис. 115, I) угол между направлением волн и берегом (φ) близок к 45°, а на участке БB он меньше 45° (φ-π). Это значит, что скорость перемещения наносов вдоль берега на первом участке больше, чем на втором, и в том месте, где. направление берега резко изменяется (у мысов), происходит образование полосы наносов — так называемой косы. Косы возникают сначала под водой, а затем, постепенно нарастая, появляются над ее поверхностью. Они имеют несимметричные склоны, причем пологий склон обращен к морю. Длины кое достигают нескольких десятков километров, например Астраханская коса в Каспийском море имеет длину 45 км, а коса Тендровская в Черном море — 65 км. Длинные, узкие косы называют стрелками.


Косы могут расти с двух сторон залива навстречу друг другу до соединения и могут, нарастая с одной стороны, достичь противоположного берега залива. Косы, отгораживающие залив (лагуну) от моря, называются пересыпями (в Прибалтике нерунгами).
В тех местах, где берег изгибается в сторону суши, образуя залив, скорость перемещения наносов также изменяется, и в результате около берега откладываются наносы, заполняя залив (рис. 115, II).
У прямых берегов, близ которых на пути идущих к ним волн расположены острова, в «волновой тени» накапливаются наносы и образуются томболо—перемычки, соединяющие острова с берегом (рис. 115, III).
Крупная и очень распространенная форма аккумулятивного рельефа — бар. Это длинная узкая полоса суши, протягивающаяся параллельно основному направлению берега и отделяющая от моря лагуны. Бар может достигать сотен километров длины, 20—30 км ширины и десятков метров высоты. Его образование объясняют перемещением наносов в направлении берега и их выносом с отмелого дна моря. Большое влияние на формирование бара оказывают медленные колебательные движения земной коры. Бары чаще возникают на поднимающихся берегах, но они могут образовываться и при опускании берега. Процесс формирования баров еще недостаточно выяснен. Протяженность берегов с барами, отделяющими лагуны, составляет около 13% общей протяженности берегов Мирового океана.
Аккумулятивные формы рельефа вначале усложняют очертания берега, а затем, по мере роста кос, формирования бара, заполнения наносами заливов, выравнивают берег. Этот процесс идет одновременно с процессом выравнивания поперечного профиля берега. При изменении условий накопление наносов может смениться разрушением берега волнами.
Процесс разрушения берегов и процесс накопления наносов протекают одновременно на разных участках одного и того же берега и могут сменять друг друга на одном и том же участке. Берега, подвергающиеся преимущественно разрушению, называются абразионными, берега, формирующиеся главным образом в результате накопления наносов, — аккумулятивными.
Соотношение абразионных и аккумулятивных участков зависит от степени расчлененности берегов. На слабо расчлененных берегах абразионные и аккумулятивные участки имеют большое протяжение. На сильно расчлененных берегах они сменяют друг друга на коротком расстоянии: выступы берега, мысы — участки абразионного берега, заливы — участки аккумулятивных берегов.
Степень и характер расчлененности берегов зависят от многих причин; так, берега продольные (совпадающие с направлением складчатости) отличаются меньшей расчлененностью, чем берега поперечные (пересекающие основные структуры вкрест простирания). Берега, образовавшиеся при затоплении суши, как правило, более расчленены, чем берега, возникшие при отступлении моря. Чем резче расчленена поверхность, затопленная морем, тем сильнее и сложнее расчленены берега.
В рельефе молодых берегов, еще мало измененных воздействием моря, ярче отражается характер первичного расчленения поверхности, созданного рельефообразующими факторами, не связанными непосредственно с деятельностью моря. Воздействие волновых процессов приводит к постепенному выравниванию берегов, к возникновению выровненных абразионных и выровненных аккумулятивных берегов.
Огромное влияние на формирование берегов оказывают колебательные движения уровня Океана (теократические и гидрократические), вызывающие перемещения береговой линии и приводящие к усилению абразии (при наступлении Океана на сушу), аккумуляции (при его отступлении) и к возобновлению процессов формирования уже выровненных берегов.
При определенных условиях в формировании берегов решающее значение приобретают неволновые, но связанные непосредственно с деятельностью моря процессы: приливы, течения, воздействие впадающих в море рек, термическое влияние воды на мерзлые породы и льды, жизнедеятельность организмов.
Характер берегов определяется совокупным влиянием ряда факторов при преимущественном значении одного или нескольких из них.
Типы берегов. В зависимости от факторов, обусловливающих формирование берегов, следуя в общем морфогенетической классификации, предложенной Институтом океанографии АН России, все берега можно разделись на 3 группы:
I. Берега, сформированные эндогенными (тектоника, вулканизм) и экзогенными (деятельность рек, ледников, ветра и т. п.) процессами и мало измененные
морем.
II. Берега, формирующиеся преимущественно под действием неволновых факторов.
III. Берега, формирующиеся преимущественно волновыми процессами.
В каждой группе выделяется несколько типов берегов.
I. В первую группу входят берега, очертания и рельеф которых определяются наступлением моря на сушу. В зависимости от того, была эта суша ровной или расчлененной, берега подразделяют на первично-расчлененные и первично-ровные. Среди первично-р



Поделиться:




Поиск по сайту

©2015-2024 poisk-ru.ru
Все права принадлежать их авторам. Данный сайт не претендует на авторства, а предоставляет бесплатное использование.
Дата создания страницы: 2017-04-20 Нарушение авторских прав и Нарушение персональных данных


Поиск по сайту: