Формы горно-леднекового рельефа. Ледниковые цирки- кары и ледниковые долины – троги.

⇐ ПредыдущаяСтр 19 из 19

Разрушение горных пород под действием снега в полярных и высокогорных областях называется нивацией (nivis — снег). Необходимое условие при этом — колебание температуры воздуха около 0°С и поступление воды от тающего снега.

Ледники горных стран характеризуются большим морфологическим разнообразием, обусловленным разнообразием горного рельефа и условиями питания ледников. И.С. Щукин выделяет следующие типы горных ледников:

• фирновые и снежные пятна — линзообразные накопления неподвижного снега и фирна в неглубоких понижениях пологих склонов;

• ледники ступенеобразных поверхностей у подножия крутых теневых склонов, питающиеся лавинами, сходящими с этих склонов;

• висячие ледники — небольшие ледники, залегающие на крутых склонах без заметного ограждения по краям возвышениями коренного склона;

• каровые ледники — занимающие сравнительно небольшие, кресловидные понижения с крутыми задней и боковыми стенками;

• калъдерные ледники, занимающие понижения кальдер;

• ледники вулканических конусов — покрывают вершины вулканов (ледниковые шапки Эльбруса и Казбека на Кавказе и др.);

• ледники плоских вершин — встречаются на высоко приподнятых денудационных поверхностях;

• переметные ледники — стекают в противоположных направлениях, но имеют единую область питания, располагающуюся

в седловине хребта;

• возрожденные (регенерированные) ледники — образуются в тех случаях, когда на пути ледника встречается высокий крутой уступ. Целостность ледяного потока в этом случае нарушается, от него откалываются глыбы, падающие к подножию уступа. Если глыбы не успевают растаять, они спаиваются и образуют новый ледник на более низком гипсометрическом уровне;

• норвежский тип ледников (ледяные шапки) — переходный от горных ледников к покровным. Ледники этого типа приурочены к платообразным вершинным поверхностям, где образуют выпуклые шапки. Лед в таких шапках растекается во все стороны и, достигнув края плато, спускается с него отдельными языками;

• долинные ледники, занимают горные долины. При слиянии нескольких долинных ледников образуются древовидные и дендритовые ледники.

И.С. Щукин выделяет еще ледники так называемого туркестанского типа, которые не имеют областей питания, а зарождаются в долинах за счет снега, приносимого лавинами. Сетчатый и предгорный тип оледенения были рассмотрены выше.

В горах образование ледников начинается со стадии снежника или фирнового пятна. В понижении рельефа на участке склона, располагающегося чуть выше снеговой границы, накопившийся за зиму снег не успевает растаять за лето. На следующий год здесь накапливается новая порция снега и т.д. Накапливающийся снег постепенно превращается в фирн, а затем в лед. Наличие устойчивого скопления льда обусловливает интенсивное развитие

морозного выветривания горных пород как на дне понижения, занятого льдом, так и на его границе со стенками понижения. Талые воды, образующиеся при таянии льда в дневное время летом, обеспечивают вынос продуктов выветривания. В результате дно понижения углубляется, задняя и боковые его стенки становятся круче (ледник как бы вгрызается в собственное ложе), и с течением времени на месте бывшего слабо выраженного в рельефе склона понижения образуется чашеобразное углубление с крутыми, часто отвесными стенками и пологовогнутым дном. Такая креслоподобная форма рельефа называется каром. Ледник вступает в новую стадию развития — стадию карового ледника.

Постепенно кар разрастается за счет отступания стенок под действием

морозного выветривания, гравитационных склоновых процессов и ледника,

который выносит обломочный материал, поступающий со склонов кара. Разрастаясь, соседние кары могут слиться и образовать более крупную и сложную форму рельефа — ледниковый цирк. Таким образом, кары и цирки являются результатом разрушительной работы ледника и склоновых

процессов.

Наиболее благоприятны для карового расчленения подветренные склоны большой крутизны северной экспозиции. Более резко выраженные кары возникают и сохраняются в скальных породах. В менее устойчивых породах они теряют морфологическую выраженность и по внешнему облику напоминают водосборные воронки. Кары и цирки обычно служат основными источниками питания долинных ледников. При частичном слиянии соседних

цирков в рельефе могут сохраниться отдельные скалистые гребни и пики — карлинги. Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни — наиболее характерные формы рельефа гор, охваченных современным оледенением. Такой рельеф получил название альпийского. Так как развитие горного оледенения зависит от положения снеговой границы, альпийский рельеф может встречаться в горах различной высоты.

Разрастание ледниковых цирков в стороны может привести (в условиях тектонического покоя и стабильности климата) к " съеданию" горных хребтов и пиков на уровне окраинных частей фирновых бассейнов цирков и образованию эквиплена — рода педиплена, высотное положение которого определяется высотой снеговой границы в пределах той или иной горной страны. Идеальный пример развития гляциального горного рельефа и

образования эквиплена показан на рис. ПО.

Фирновый бассейн — область питания ледника, лежащая выше снеговой

границы

В плейстоцене снеговая граница неоднократно изменяла свое высотное положение как в результате разных по интенсивности оледенений, так и в результате тектонических движений. Поэтому в горах на разных уровнях создавались серии цирков, образовавшие несколько ярусов, — каровые лестницы. В настоящее время разновысотные цирки находятся на разных стадиях развития: наиболее высокие (и молодые) заняты ледниками, наиболее низкие (и старые), потерявшие резкость морфологических

очертаний, — небольшими озерами или лугами.

Следующая стадия развития горного оледенения — образование долинного ледника. По мере накопления льда его масса уже не умещается в каре (цирке), и лед начинает медленно спускаться вниз по склону. В качестве трассы стока лед обычно использует какую-либо эрозионную форму. Долинные ледники характеризуются своеобразным комплексом форм нано-, микро- и мезоформ рельефа их поверхности. В долинных ледниках четко различаются области питания и абляции. Как следует из сказанного выше,

областями питания долинных ледников являются кары или цирки.

Поверхность ледника в областях питания имеет вогнутую форму вследствие питания краевых частей не только за счет твердых атмосферных осадков, но и за счет лавин, сходящих с окружающих кар крутых склонов. Выпадение осадков в твердом виде даже летом приводит к тому, что в области питания лед всегда прикрыт сверху снегом или фирном. Гидрографическая сеть в

области питания ледника, возникающая летом при таянии снега и фирна, относится к радиальному центростремительному типу.

Вогнутая поверхность ледника в области его питания находит отражение в рисовке горизонталей на топокартах: с поверхности ледника на окружающие его скалы горизонтали переходят плавно и выпуклостью обращены к задней стенке кара или цирка.

На мощных фирновых и снежных полях областей питания ледников низких широт встречаются оригинальные формы, названные " снегами кающихся". Под влиянием инсоляции снежная или фирновая масса приобретает вид многочисленных стоящих бок о бок наклонных конических фигур, издали напоминающих толпу коленопреклоненных человеческих фигур в белом. Высота их может достигать 5—6 м.

Вследствие движения карового ледника вниз по склону в его тыловой части

образуется трещина, параллельная верхнему краю ледника — бергшрунд. В

трещину поступает большая часть обломочного материала, скатывающегося с крутых склонов кара. За счет этого материала образуются донная и внутренняя морены.

Область абляции характеризуется выпуклой поверхностью, так как таяние

ледника на границе его с окружающими склонами происходит быстрее, чем в осевой части. Это отражается в рисунке гидрографической сети (напоминающей центробежный тип) и рисунке горизонталей: при переходе их со склонов на поверхность ледника образуется резкий перелом, выпуклостью они направлены к концу ледника. Отмеченные закономерности в рисунке горизонталей позволяют по топокартам определить границу фирновой линии1, (Фирновая линия — нижняя граница фирнового покрова ледника.)границу областей питания и абляции ледника, которая соответствует положению климатической снеговой границы.

Для поверхности ледника в области абляции характерен комплекс микро- и мезоформ рельефа. Прежде всего это различные по величине и ориентировке трещины: поперечные, образующиеся на крутых участках ложа ледника, вызывающих ледопады; диагональные, связанные с разной скоростью движения краевых и центральной частей ледника; радиальные,

наблюдающиеся на расширенных концах ледника из-за его растекания.

На поверхности ледника в области абляции широко развиты боковые и срединные морены, а концы ледников могут быть покрыты сплошным чехлом морены. Наличие на поверхности ледника обломков разной величины может привести к образованию так называемых ледниковых столов (крупный обломок, задерживая таяние льда под ним, оказывается поднятым над окружающей поверхностью на ледяной ножке) и ледниковых стаканчиков (мелкие обломки способствуют более быстрому таянию льда под ними, поэтому они как бы вдавливаются в лед).

Долинные ледники оказывают существенное воздействие на ложе и борта понижений, по которым они движутся. Эрозионные долины, подвергшиеся воздействию ледника, приобретают корытообразную форму, поэтому их называют трогами1.( От нем. trog — буквально корыто) Подобно карам и циркам, троги — характерный элемент альпийского рельефа экзарационного происхождения (см. рис. ПО). Кроме

корытообразного профиля для трогов характерны и другие морфологические

черты, отличающие их от обычных (эрозионных) речных долин.

Для троговых долин свойственны большая спрямленность, сглаженность нижних частей склонов, отполированность выступов твердых кристаллических пород, образующих на склонах и дне специфичные формы рельефа — бараньи лбы. Они имеют асимметричный продольный профиль: их склоны, обращенные в сторону ледника (проксимальные), более пологие, чем противоположные — дистальные. На поверхности бараньих лбов наблюдаются ледниковые царапины, шрамы.

Продольный профиль троговых долин часто неровный, для него характерно чередование пологих и крутых, а иногда даже участков, имеющих обратное падение. Поперечные скалистые пороги (или ступени) троговых долин называются ригелями (от нем. riegel — преграда). Образование ригелей связано с неравномерностью экзарационного процесса, которая чаще всего определяется различным литологическим составом и степенью трещиноватости пород ложа ледника.

В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные перегибы на склонах — плени трогов — это наклоненные к долине, более или менее выровненные площадки, иногда прикрытые мореной. Площадка заканчивается бороздой сглаживания, выше которой склоны долины не несут следов ледниковой обработки.

Существуют разные точки зрения на происхождение плеч трога: одни считают, что это остатки склонов речных долин, ниже которых (плеч) они были углублены и получили большую крутизну в результате экзарационной работы ледника, другие — что это остатки днищ более древних трогов, по мнению третьих, плечи трога — это результат интенсивных нивальных процессов, происходящих на контакте льда со склонами долины и обусловливающих подрезание и отступание склонов, расположенных выше поверхности ледника.

Нет единой точки зрения относительно образования и троговых долин. Участие ледника в формировании троговой долины не подлежит сомнению, однако его роль в этом процессе трактуется неоднозначно. Одни исследователи признают за ледником способность к интенсивному глубинному врезанию и образованию самостоятельных выработанных форм, другие считают, что ледники могут только шлифовать и сглаживать мелкие неровности своего ложа и, следовательно, способны лишь несколько

видоизменить те формы, которые были созданы другими процессами

(в частности реками). Наблюдаемый характер сочленения троговых долин друг с другом свидетельствует в пользу точки зрения первой группы исследователей. Так, если в типичных речных системах все долины притоков соединяются с главной рекой на одном с ней уровне (в условиях однородных или сходных по устойчивости

вой ступенью. Образование устьевой ступени, т.е. переуглубление главной долины, легко объяснить, если исходить из способности ледника проводить интенсивную экзарационную работу: более мощный ледник главной долины углубил свое ложе сильнее, чем маломощные ледники боковых долин. Таким же образом можно объяснить наличие уступа в верховьях трога, где в период более сильного оледенения происходило слияние ряда ледяных потоков. Однако существуют и другие точки зрения на образование висячих долин и уступов в верховьях трогов.

Характерная черта троговых долин — холмисто-западинный рельеф их днищ, возникновение которого обусловлено неравномерным отложением основной морены, а также наличием нескольких зон конечно-моренных образований. На склонах трога часто наблюдаются так называемые террасы оседания, представляющие собой сохранившиеся в рельефе боковые морены ледников, заполнявших долины. Моренные террасы оседания, протягивающиеся вдоль склонов трогов так же, как и их плечи, по внешнему облику напоминают речные террасы и являются разновидностями

псевдотеррас.

Все элементы типичной ледниковой долины бывают хорошо выражены лишь в молодых (недавно освободившихся из-подольда) трогах или в долинах, склоны которых сложены из пород, медленно подвергающихся выветриванию и воздействию плоскостного смыва. В горах, сложенных легко разрушающимися породами (например, глинистыми сланцами), троги очень быстро теряют свою морфологическую выраженность. Сильно меняют

форму поперечного профиля трогов конусы осыпей, а также конусы выносов временных водотоков и лавин, образующиеся у подножия их крутых склонов. Эти гравитационные процессы могут придать корытообразный профиль и тем речным долинам, которые не подвергались воздействию ледника.

Несомый ледником материал откладывается (аккумулируется) там, где преобладает абляция. У активных (наступающих) ледников за счет донной, срединной, боковой и внутренних морен образуется конечная морена. Она имеет вид гряды, повторяющей в плане очертания края ледника. При интенсивном таянии и отступании ледника образуется несколько конечных морен, маркирующих ту или иную задержку в отступании края ледника. При этом обнажается дно трога, покрытое донной мореной, на которую

проецируется абляционная морена, образующаяся из боковой, срединной и

внутренней морен при таянии ледника. Возникает холмисто-западинный рельеф основной морены. Особый тип накопления образуют так называемые напорные морены. Они возникают при интенсивном наступании ледников после их временного отступания. Ледник, наступая на отложенную им ранее конечную морену, деформирует ее, двигая впереди себя. При значительном давлении ледник может оторвать выступающие блоки коренных пород, залегающих под мореной, и нагромоздить их вместе с деформируемым

моренным материалом. В результате образуются высокие (десятки метров) валы, в вертикальном разрезе которых можно наблюдать складчатость, перемятость отложений. Такие нарушения называются гляциодислокациями.

Конечно-моренные гряды часто служат естественными плотинами, выше которых (если край ледника несколько отступил) располагаются озера с резкими колебаниями уровня, обусловленными интенсивностью таяния снега и льда или ливневыми дождями в верхней части долины. Если поступающая вода не успевает фильтроваться через конечно-моренную гряду, уровень озера начинает повышаться. При прорыве плотины и размыве слагающего ее рыхлого обломочного материала возникает сель. Сели подобного типа — очень частое явление в горах. Такой сель возник 15 июня 1973 г. в верховьях р. Малая Алмаатинка, когда озеро у края ледника Туюксу прорвало конечно-моренную гряду. Сель двинулся на Алма-Ату. Мощность селя была очень велика. Только благодаря возведенной в 1968 г. селезащитной плотине в урочище Медео сель был задержан и город не пострадал.

В эпоху плейстоценовых оледенений, вызванных похолоданием климата, интенсивность горного оледенения сильно возрастала.

Некоторые долинные ледники выходили за пределы гор, концы их расширялись, они принимали булавовидный облик. В результате осцилляции края ледника образовывалась система конечно-моренных гряд, понижения перед которыми после таяния ледника в некоторых случаях оказались заняты озерами. Так возникли Цюрихское, Фирвальдштетское и другие озера на северном склоне Альп, озера Гарда, Комо, Маджиоре у южного склона. При таянии ледника возникают водные потоки, которые также выполняют определенную геоморфологическую работу. Эти потоки названы флювиогляциальнымы (От лат. fluvius — река, поток и glacies — лед.). Они наблюдаются на поверхности ледника, внутри или под ледником, несут много обломочного материала и отлагают его либо у края ледника, либо в тех каналах, по которым текут.

При отступании ледника водно-ледниковые аккумулятивные образования, возникшие на его поверхности или в толще льда, проецируются на донную морену. Отложения водно-ледникового материала и конечной морены могут занимать большие пространства, особенно при покровном оледенении. За счет стока талых ледниковых вод горных ледников образуются флювиогляцыалъные террасы, которые (если их прослеживать вверх по долине) сочленяются с определенными, соответствующими им по возрасту,

стадиальными конечными моренами. Отложения террас образуются за счет размыва и переотложения морен.

В горах, вершины которых поднимаются выше снеговой границы, наряду с экзарационной работой льда протекает процесс альтипланации (От лат. altus — высокий: piano — выравнивание.) — вершинного нивального выравнивания.

Совокупность действия нивации, солифлюкции и гравитационных процессов при определенных тектонических условиях обусловливает выравнивание вершин и образование на склонах ступенчатого рельефа нагорных террас. Нагорные террасы — площадки размером от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми уступами высотой от одного до нескольких десятков метров. Площадкам свойствен слабый наклон, они

покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом, а образуются на склонах, сложенных твердыми породами. В условиях интенсивного тектонического поднятия такие поверхности могут, вероятно, и не сформироваться. Однако во многих случаях и в очень высокогорных районах (т.е. испытывающих значительное поднятие) абсолютная высота большинства вершин не превышает некоторого определенного уровня. Полагают, что нивальные процессы и процессы выветривания ставят предел росту горных вершин,

который называют верхним уровнем денудации, или уровнем вершин.

Предельный рост гор в высоту, т.е. положение верхнего уровня денудации, зависит от следующих факторов: 1) скорости тектонического поднятия, 2) климата, определяющего " набор" и интенсивность денудационных процессов, 3) стойкости слагающих горных пород.

81. Береговая линия моря и факторы рельефообразования в её пределах.

Прежде чем приступить к характеристике береговых морских процессов и создаваемых ими форм рельефа, остановимся на определении некоторых понятий.

Береговая линия (линия уреза) — линия, по которой горизонтальная водная поверхность моря (или озера) пересекается с сушей.

Так как уровень водоемов не остается постоянным, береговая линия представляет собой условное понятие, применяемое относительно некоторого среднего многолетнего положения уровня водоема.Берег — полоса суши, примыкающая к береговой линии, рельеф которой формируется морем при данном среднем уровне водоема.

Подводный береговой склон — прибрежная полоса морского дна, в пределах которой волны способны проводить активную работу (размывать дно, перемещать наносы).

Береговая зона включает в себя берег и подводный береговой склон.

В зависимости от характера (морфологии) берега различают берега: высокие (например, берег Кольского полуострова) и низкие (северный берег Каспийского моря); расчлененные (берег Черного моря между Крымским полуостровом и устьем Дуная) и выровненные (берег Черного моря между Геленджиком и Сочи); приглубые, имеющие значительные уклоны подводного берегового склона с преимущественным развитием абразионных (разрушительных) процессов (берег Черного моря к югу от Новороссийска), отмелые, характеризующиеся малыми углами наклона подводного

берегового склона, с преобладанием процессов аккумуляции материала

(берега Северного Каспия).

В береговой зоне действует комплекс сил, определяющих ее морфологический облик. Это приливы и отливы и связанные с ними течения; в неприливных морях с отмелыми берегами — сгонно-нагонные явления и вызываемые ими течения; цунами — морские гравитационные волны большой длины, возникающие при подводных землетрясениях; постоянные морские течения; деятельность организмов; деятельность рек, формирующих особый тип берегов (потамогенные берега). Однако главным действующим

фактором, определяющим морфологию и динамику берега, являются волны и связанные с ними волновые течения.

Волны. Ветер, воздействуя на водную поверхность, вызывает колебательные движения воды в ее поверхностной толще. Частицы воды начинают совершать орбитальные движения в плоскости, перпендикулярной поверхности моря, причем движение по этим орбитам совершается в направлении действия ветра. Различают волны глубокого моря и волны мелководья. Так как волновые движения с глубиной затухают, разделение морских волн на эти категории проводят по признаку: глубина моря больше или меньше глубины проникновения волновых движений. На глубине, равной или больше половины длины волны, волновые колебания, а следовательно, и воздействие их на дно водоема, затухают.

В морской волне различают высоту h, длину L, период Т, скорость распространения Vvl такие элементы, как гребень и ложбина волны, передний и задний склоны, фронт и лун волны.

Время, в течение которого частица воды описывает полную орбиту, называется периодом, а величина, получаемая при делении длины волны на ее период, — скоростью распространения.

Параметры волн зависят от силы ветра и его продолжительности, от характера подводного берегового склона, от длины разгона волн. Подобно энергии потока, полная энергия волн может быть выражена формулой: Е= l/$pgh2L, где Е — энергия волны, р — плотность воды, g — ускорение силы тяжести, h — высота волны, L — длина волны. Учитывая, что р и g изменяются в незначительных пределах, можно сказать, что энергия волны

пропорциональна длине и квадрату высоты волны.

Волны мелководья в отличие от волн открытого моря воздействуют на дно (на подводный береговой склон) и сами испытывают его воздействие. Вследствие этого они расходуют энергию на преобразование рельефа дна, на перенос залегающих на дне обломочных частиц. Волны открытого моря расходуют энергию только на преодоление внутреннего трения и на взаимодействие с атмосферой.

Чем больше затрачивается энергии волнами при прохождении над подводным береговым склоном, тем меньше ее доносится до береговой линии. В результате взаимодействия с дном при прохождении над мелководьем волны меняют свой профиль, становятся асимметричными: передний склон становится круче, а задний выполаживается.

Внешней асимметрии отвечает возникающая у волн мелководья асимметрия орбит, по которым движутся водные частицы. Орбиты из круглых становятся эллиптическими, причем сами эллипсы неправильные, сплюснутые снизу. Соответственно утрачивается равенство орбитальных скоростей. Скорости движения, направленные в сторону берега (т.е. при прохождении верхней части орбиты), становятся больше скоростей обратного движения (по нижней части орбиты). Такое соотношение скоростей имеет принципиальное значение для понимания процессов перемещения наносов и формирования рельефа в береговой зоне.

Увеличение крутизны переднего склона волны достигает критического значения над глубиной, равной высоте волны. Он становится вертикальным и даже нависающим. Происходит обрушение гребня волны, в результате волновое движение воды сменяется принципиально новым видом движения — прибойным потоком, или накатом. Само разрушение волны называется прибоем.

Прибойный поток формируется из массы воды, образующейся при разрушении волны. Он взбегает вверх по береговому склону, причем направление потока примерно совпадает с направлением волны, вызвавшей его, но все же заметно отклоняется от первоначального под действием силы тяжести. Скорость прибойного потока уменьшается по мере его удаления от места зарождения, т.е. от места разбивания волны. Замедление потока связано с затратой энергии на преодоление силы тяжести, на преодоление трения о поверхность, по которой он взбегает, на перемещение и обработку наносов, а также с потерей части массы воды на просачивание в грунт.

Точка, где скорость прибойного потока снижается до нулевого значения, называется вершиной заплеска. Отсюда еще не растраченная на инфильтрацию масса воды стекает вниз по склону по направлению наибольшего уклона. Эта " ветвь" прибойного потока получила название

обратного прибойного потока, или отката. Следовательно, верхняя и нижняя границы береговой зоны определяются границами волнового воздействия на берег, а именно: нижняя граница располагается на глубине, равной половине

длины волны, т.е. той изобате, на которой начинается деформация волн, а верхняя определяется линией заплеска, образуемой совокупностью вершин заплеска прибоя. По имеющимся данным о длине океанических волн, достигающей 350 м, нижняя граница подводного берегового склона в океанах прослеживается на глубинах до 150 м, в морях — до 50 м.

Для понимания волновых процессов на берегах морей необходимо иметь представление о рефракции. Рефракцией называется разворот фронта волны по мере подхода ее к берегу, причем этот процесс осуществляется таким образом, что фронт волны стремится принять положение, параллельное берегу. У ровного берега при полном осуществлении рефракции так и получается, а у изрезанного в силу того, что каждый отрезок фронта стремится к тому, чтобы быть параллельным соответствующему отрезку берега, наблюдается как бы сжатие фронта у мысов и его растягивание в бухтах.

В результате возникает концентрация волновой энергии у мысов и рассеяние в вогнутостях берегового контура. Результатом этого является " срезание" (абразия) мысов, аккумуляция материала в вогнутостях (заливах) и, в итоге, выравнивание берега, а по существу, выравнивание энергии волн, подходящих к берегу.

Следует отметить, что фактические орбиты, по которым движутся частицы воды при волнении, несколько разомкнуты в связи с пульсационным (неравномерным) воздействием ветра на водную поверхность. Благодаря разомкнутое орбит происходит не только перемещение формы волны, но и фактическое перемещение массы воды в направлении распространения волнения, т.е. в сторону берега. Это создает повышение уровня моря у берегов по сравнению с положением уровня в открытом море. Перекос

уровня вызывает образование компенсационных течений.

При подходе волн под прямым углом к берегу с отлогим подводным склоном первое разрушение волн происходит еще на значительном расстоянии от него. Масса воды, скапливающаяся у берега, подпруживается " живой стеной" прибоя до тех пор, пока она не найдет выхода на каком-либо участке, где эта " стена" несколько ниже. Тогда массы воды прорываются от берега в сторону моря, образуя разрывное течение. Разрывные течения в силу своего " бурного" характера развивают скорость до нескольких метров в секунду и способны выносить из прибрежной полосы во внешнюю зону подводного берегового склона большое количество взмученных наносов. Это одна из причин утечки наносов из прибрежной полосы береговой зоны.

При подходе волн к отмелому берегу под острым углом отток излишков воды происходит вдоль берега. В результате образуется вдолъбереговое волновое течение. Оно также имеет значительные скорости и наряду с собственно волновыми движениями является важным средством перемещения наносов вдоль берега.

При подходе волн к приглубому берегу отток излишков воды от берега осуществляется донным течением, направленным от берега в сторону моря — донное противотечение. Оно также способствует уносу обломочного материала из прибрежной полосы во внешнюю береговую зону.

Из сказанного видно, что волновые движения и обусловленные ими волновые течения приводят к перемещению наносов перпендикулярно к берегу — это называется поперечным перемещением наносов, или вдоль берега — вдольбереговое перемещение наносов. Оба эти фактора приводят к образованию специфических форм рельефа в пределах береговой зоны.

Поперечное перемещение наносов

Представим себе пологий подводный склон, сложенный частицами наносов одинаковой крупности и имеющий на всем протяжении одинаковый уклон. Волны подходят к берегу под прямым углом. На глубине, равной половине длины волны, начинается деформация волн и их воздействие на частицы наносов, лежащих на дне. При слабой деформации волн перевес " прямых

скоростей" над " обратными скоростями" еще невелик, но, поскольку частица находится на наклонном дне, к усилию обратного волнового движения прибавляется действие силы тяжести. В результате частица несколько сместится вниз по склону. Чем ближе к берегу, тем сильнее асимметрия скоростей волновых движений, и в некоторой точке прямые скорости будут уже настолько значительными, что они полностью уравновесят суммарное

воздействие обратных скоростей и силы тяжести. В результате в этой точке частица будет совершать только колебательные движения то вверх, то вниз по склону, не перемещаясь ни к берегу, ни от него. Это — нейтральная точка. Совокупность нейтральных точек на подводном склоне называется нейтральной линией для наносов данной крупности.

Выше нейтральной точки перевес прямых скоростей над обратными не только компенсирует совместное действие обратных скоростей и силы тяжести, но и превосходит его. В результате здесь образуется зона перемещения материала вверх по склону. В целом, таким образом, ниже нейтральной линии устанавливается зона выноса материала, который отлагается в нижней части подводного берегового склона, а выше нейтральной линии — зона выноса материала вверх по склону, который накапливается у берега. Положение нейтральной линии, в свою очередь, не остается постоянным, так как углубление обеих зон по отношению к

первоначальному наклону подводного берегового склона обусловливает изменение углов наклона дна и глубин над склоном и, следовательно, смещение нейтральной линии.

В результате обе зоны выноса сомкнутся, а профиль берега в целом, включая подводный береговой склон и собственно берег, приобретет вид закономерно вогнутой кривой. Это называется профилем динамического равновесия, поскольку в каждой его точке достигается такое соотношение уклонов дна, при котором они компенсируют преобладание прямых скоростей над обратными.

Частицы наносов будут тогда находиться в движении, подобном тому, которое наблюдается в зоне нейтральной линии, но смещение их вниз или вверх по склону прекратится. Однако в природных условиях динамическое равновесие не может быть достигнуто вследствие непостоянства и разнообразия действующих факторов.

Приведенная схема только позволяет уяснить общие тенденции перемещения частиц наносов по профилю при подходе волн под прямым углом к береговой линии.

Скопление наносов в зоне действия прибойного потока называется пляжем. В соответствии с вышеописанными закономерностями, пляж обычно сложен более крупными наносами, чем подводный береговой склон. Вследствие того, что максимальные скорости прямого потока достигаются им в начале движения, близ зоны разбивания волн, именно здесь накапливается самый крупный обломочный материал. Далее вверх по пляжу крупность наносов

закономерно убывает.

По морфологическим признакам выделяют пляжи полного и неполного профиля. Пляж полного профиля образуется в случае, если впереди формирующегося накопления наносов имеется достаточно свободного пространства. Тогда пляж приобретает вид берегового вала чаще всего с отлогим и широким морским склоном и коротким и более крутым склоном, обращенным к берегу. Если пляж формируется у подножия уступа, то образуется прислоненный пляж, или пляж неполного профиля, с одним склоном, обращенным в сторону моря.

Таким образом, пляж — элементарная аккумулятивная форма в пределах береговой зоны моря, знание закономерностей образования и динамики которой позволяет разобраться в динамике и происхождении более сложных береговых аккумулятивных образований. Следует отметить чрезвычайную динамичность пляжа как формы рельефа.

При поперечном перемещении наносов формируются не только пляж, но и другие аккумулятивные формы рельефа. Нередко о том, что данный пляж или другая аккумулятивная форма образовались при поперечном перемещении наносов, можно судить по составу слагающего их материала. Так, если береговая аккумулятивная форма сложена материалом преимущественно подводного происхождения (ракушей, коралловым песком и др.), очевидно, что питание ее осуществляется за счет поступления материала с подводного склона, т.е. главным образом за счет поперечного

перемещения наносов.

С процессом поперечного перемещения наносов связано образование подводных валов — аккумулятивных форм, сложенных обычно песчаным материалом и протягивающихся вдоль берега параллельно друг другу( B—3, реже 5—6 валов). Высота валов от 1 до 4 м при длине от нескольких

сотен метров до нескольких километров.

Происхождение подводных валов связывают с частичным разрушением волн, так называемым забуруниванием, которое происходит на глубине, близкой к двойной высоте волны. При неполном разрушении волна теряет часть энергии, и переносимый ею материал отлагается на дне в виде подводного вала. В отличие от прибоя при частичном разрушении волны волновое движение не прекращается, а лишь происходит изменение параметров волны, а следовательно, и ее энергии в сторону уменьшения. На отмелых берегах зона частичного разрушения волн может быть довольно широкой, и здесь наряду с прибойным потоком выделяют зону забуруниваныя.

Множественность подводных валов связана с тем, что волны разной балльности испытывают забурунивание на разных глубинах. Подводные валы как бы маркируют те зоны подводного склона, над которыми происходит частичное разрушение волн определенной балльности.

Пляжи, береговые и подводные валы — это так называемые элементарные аккумулятивные формы. Известны гораздо более крупные аккумулятивные образования, происхождение которых также обусловлено поперечным перемещением наносов. Они называются береговыми барами, или барьерами (в английской литературе — barrier beach, barrier islands). Береговые бары сложены материалом донного происхождения (нередко ракушей, ракушечным или коралловым песком), протягиваются на десятки, а то и

сотни километров вдоль изрезанных низменных морских берегов и обычно отделяют от моря прибрежную акваторию — лагуну. Подножия многих баров располагаются на глубинах 10—20 м, а над водой они воздымаются на 5—7 м, а то и на несколько десятков метров. Столь значительная высота бара

достигается за счет дюн. Если не считать эти навеянные образования, то в

⇐ Предыдущая 10 11 12 13 14 15 16 17 1819