Классификация и выравнивание берегов

Выравнивание берегов. Каким бы ни было расчленение берега — первичным или вторичным, дальнейшее его развитие идет по пути выравнивания береговой линии и подводного склона. Самый путь развития при этом различен и зависит от уклонов дна. Если дно приглубо у мысов и отмело в бухтах, у мысов развивается абразия, в бухтах — накопление наносов (бухты южной части восточного берега Камчатки). Если дно приглубо и у мысов и в бухтах, абразия развивается по всему фронту берега. Но наносы начинают поступать к берегу и накапливаться в бухтах только после выработки абразионной террасы (губы Мурманского берега).

Наконец, в том случае, когда дно отмело и у мысов и в бухтах, что имеет место при затапливании морем низменной суши, наносы сразу начинают перемещаться к берегу и формировать береговой бар. Берег приобретает двойной контур: внутренний, сохраняющий следы первоначального расчленения, и внешний, выровненный баром.

Примером таких берегов, окаймленных баром, являются восточный (азовский) берег Крыма (Сиваш и Арабатская стрелка), лагунные берега южной части Балтийского моря (Курский и Вислинский заливы), восточный берег Мадагаскара и большая часть атлантического берега США. В обоих последних случаях особенности берега использованы для устройства под прикрытием баров продольных судоходных каналов.

Так создаются берега: выровненный абразионный (только за счет срезания), выровненный сложный (срезание мысов и заполнение наносами бухт) и выровненный аккумулятивный (только наносы). Профиль всех этих берегов определяется процессами работы моря на приглубых и отмелых берегах, которые уже описаны выше. Их основное направление — создание широкой прибрежной террасы.

Выравнивание берега снимает противоречие, определяющее процесс развития берега, — противоречие между однородностью поля волнения (энергии волн) в открытом море (океане) и изрезанностью берегов первичной суши. Однако это противоречие возникает вновь при каждом более или менее значительном изменении уровня моря (океана).

Современный уровень Мирового океана установился всего лишь около 6000—8000 лет тому назад при таянии льдов последнего оледенения, Уровень океана поднялся при этом на 80—100 м. Таким образом, возраст берегов Мирового океана примерно одинаков и относительно очень невелик. В большинстве случаев берега еще молоды и продолжают развиваться.

Берега усложненного развития. Процессы развития берегов во многих случаях сильно осложняются и видоизменяются под влиянием местных условий и особенностей. Так, в районах больших скоплений песка (отложения древних рек или ледников) береговые и, чаще, морские ветры (бризы) нередко создают гряды песчаных, вытянутых вдоль берега дюн, перемещающихся по направлению ветра. Ширина полосы дюн достигает нескольких километров, высота отдельных дюн 20—30 м, иногда до 100 м. Пологий наветренный склон имеет крутизну от 8—10° до 20°, подветренный от 30 до 40° (естественный откос песка).

Дюны встречаются на берегах Балтийского, Северного и других морей, вплоть до полярных, и на берегах океанов (Сомалийское побережье Индийского океана и др.).

В Арктике и Антарктике встречаются ледяные берега (барьер Росса, протянувшийся на 800 км отвесной стеной высотой 20—50 м, и много др.) и берега вечной мерзлоты. Ледяные берега часто очень приглубы (глубина у барьера Росса достигает 500 м). Опасность представляет откалывание от их края ледяных гор. Перед небольшими ледниками опасны банки, образующиеся из приносимого ледником моренного материала.

Берега вечной мерзлоты всегда очень отмели. Разрушительное действие прибоя усиливается на них таянием мерзлого грунта и ископаемого льда (термическая абразия). Рыхлый материал при общей пологости дна не успевает сноситься. Кроме того, они очень изменчивы. Есть места, где такой берег срезается на 200 м в год (Гыданский полуостров)._:

Особым типом берега является осушка, т. е. полоса, осушающаяся при отливе. Обычно она довольно четко делится на две части — верхнюю, затопляемую лишь при наиболее высоких приливах, и нижнюю, где это происходит ежедневно. Их разделяет песчаный береговой вал. Если осушная полоса достигает большой ширины, берег получает название ваттового, или лайденного.

Ватты располагаются у отмелых берегов, в вершинах заливов, речных эстуариев или под прикрытием островов. Различают каменистые, песчаные и глинистые, или илистые, ватты. Илистые ватты по большей части непроходимы. Для поверхности ваттов характерны многочисленные каналы и желоба, разработанные стоком приливных вод и реками. Крупные протоки глубоки — до 20 ж и доступны для небольших судов. По внешнему краю ваттового берега тянутся подводные песчаные валы, бары и аккумулятивные острова.

Примером ваттового берега является южный берег Северного моря (рис. 18). Прикрывающие его Фризские острова представляют собой бар, расчлененный устьями каналов стока. Имеются ваттовые берега в Охотском и Беринговом морях, на Белом море (Мезенская губа), на атлантическом побережье США и на ряде других побережий.

Очень своеобразны формы берегов, созданных рифообразующими животными (кораллами) и растениями.

Коралловые берега. Мадрепоровые колониальные полипы — кораллы, совместно с некоторыми другими организмами, создают в экваториально-тропических «морях разнообразные и зачастую очень мощные известковые сооружения — береговые (окаймляющие) и барьерные рифы и коралловые острова. Коралловые полипы очень чувствительны к условиям обитания. Они селятся только на скалистом дне с хорошо вентилируемой, теплой (не ниже 18—20°) и соленой (27—38%о) водой. Поэтому кораллы отсутствуют в зоне холодных течений (западные берега Африки и Южной Америки) и вблизи устьев крупных рек. Несмотря на это, общая площадь коралловых сооружений в тропических районах всех океанов составляет около 10 х 10⁶ км², т. е. превышает площадь Австралии и немного меньше площади Европы.

Коралловые постройки состоят из очень плотного известняка, образованного скоплениями отмерших и еще растущих кораллов и известковых водорослей. Располагаются они либо непосредственно у берега (окаймляющий риф) в виде более или менее широкой мелководной террасы, либо в некотором расстоянии от него (барьерный риф) в виде гряды коралловых отмелей, островов и островков. Наружный край берегового и барьерного рифов обычно очень крутой.

Самый крупный барьерный риф — Большой барьерный риф Австралии (длина больше 2200 км, ширина от нескольких сот метров до нескольких километров) отстоит от берега на севере на 90 км, в средней части на 43 км и в южной на 180 км. Глубина между берегом и рифом 20—50 м, местами до 100 м. Дно плоское, но во «многих местах его почти сплошь покрывают внутрилагунные рифы в виде остроконечных, пирамидальных возвышений, иногда выходящих на поверхность.

Сам Большой барьер состоит из цепи коралловых банок, отмелей и низменных коралловых островов. Внешние острова, подвергающиеся воздействию волнения, имеют наружный гребень, состоящий из растущих кораллов и нагромождений обломков известняка. Внутренние острова вместе с прилежащими к ним банками и отмелями, заливаемыми во время прилива, покрыты мангровыми зарослями. Внешний край Большого барьерного рифа обрывается уступом до глубин 1800—2000 м. Его бровка находится местами всего лишь в нескольких десятках метров от внешнего края рифа.

Кроме островов, входящих в состав береговых и барьерных рифов, в открытом океане, как об этом уже говорилось выше, встречаются кольцевые коралловые острова, или атоллы. По Дарвину, рифы (береговые и барьерные) и атоллы являются последовательными стадиями одного и того же процесса, связанного с опусканием суши, являющейся основой кораллового сооружения (рис. 19).

В пользу этого говорит то обстоятельство, что коралловые полипы не могут жить на глубине больше 50—60 м. Между тем мощность коралловых отложений, в настоящее время достаточно хорошо измеренная, достигает нескольких сотен метров (свыше 300 м на атолле Фунафути — остров Эллис, свыше 600 м на атолле Бикини). Скорость нарастания коралловых рифов в высоту достигает 17—35 м за тысячу лет. Найдены и затопленные, т. е. недостаточно быстро нараставшие коралловые рифы (банка Кинг-Фуад в группе Мальдивских островов, лежащая на глубине 200 м, и несколько банок в Малайском архипелаге).

Коралловые берега труднодоступны с моря. Высадка на их наружный мористый край, а также движение внутри плохо обследованных лагун всегда очень рискованы из-за множества глыб кораллового известняка, отдельных столбов, шаров и т. д. Не менее затруднено и передвижение по коралловым рифам вброд.

Очень характерны течения в проходах между островками, образующими барьерные рифы. Во время прилива или при сильном прибое масса воды перекатывается в лагуну и в пространство между рифом и берегом. В проходах возникает при этом очень сильное сточное течение, направленное в океан и препятствующее входу в лагуну.

Надо иметь в виду, что коралловые постройки легко меняют свои очертания и что многие коралловые рифы и острова вообще плохо обследованы и нанесены на карту лишь схематически.

Не менее своеобразны мангровые и камышовые берега. Во влажных тропиках широко распространены мангровые растения, приспособившиеся к мелководным морским побережьям.

Большинство мангровых имеет воздушные корни, которые, спускаясь в илистый грунт, образуют вместе со стволами растений почти непроходимую чащу. Задерживая песчано-илистые наносы (выносы рек или продольный поток), мангровые заросли способствуют нарастанию берега. На берегах морей умеренного пояса такую же роль играют заросли тростника (камыши).

Классификация берегов. Для классификации берегов предложено очень много самых разнообразных схем, основанных на географических, геологических, морфологических и генетических признаках. Однако ни одна из них до конца не выдержана, а большинство слишком сложны. Морфологическая классификация Шлюттера содержит, например, 60 типов берегов.

При составлении карт типов берегов для II тома «Морского атласа» была принята наиболее близкая к требованиям морской практики классификация В. П. Зенковича, которая приводится ниже.

А. Берега коренные (абразионные).
I. Берега мало измененные морем: 1) ровные; 2) крупно-бухтовые; 3) мелкобухтовые.
II. Берега, измененные морем:
а)без свободных и замыкающих форм: 1) мелкобухтовые 2) крупнобухтовые, 3) выровненные абразионные;
б) со свободными и замыкающими формами: 1) мелкобухтовые, 2) крупнобухтовые, 3) выровненные сложные.

Б. Берега намывные (аккумулятивные): 1) низменные ровные; 2) аллювиальные равнины и дельты; 3) берега, окаймленные баром.
В. Прочие берега: 1) ледяные; 2) коралловые; 3) мангровые.

Подобным разделением в классификации отражены и генезис, и стадия развития берега. Наиболее молодые берега, мало измененные морем, в зависимости от расчленения могут быть либо ровными (сбросовыми), либо мелко и крупнобухтовыми. В настоящее время в этой стадии находятся только берега, сложенные кристаллическими породами.

Более позднюю стадию развития представляют берега, измененные морем, но еще не имеющие свободных и замыкающих аккумулятивных форм. Преобладающим процессом здесь является абразия. Из аккумулятивных форм образуются только примкнувшие формы в вершинах бухт, на блокированных участках и у выступов береговой линии.

Эта стадия заканчивается либо выровненным абразионным берегом, либо образованием свободных и замыкающих аккумулятивных форм, т. е. переходом в следующую группу. Развитие последней заканчивается выровненным сложным берегом.

Значительно слабее разработаны вторая и особенно третья части схемы (группы Б и В). По существу в третью часть собрано все, что не удалось поместить в первые две. Отсутствуют в схеме такие привычные и, кроме того, непосредственно говорящие о происхождении типы берегов, как фьордовый, риасовый, шхерный и т. д. На картах они отмечаются дополнительной надписью.

Классификация берегов вообще еще мало увязана с процессами развития рельефа прибрежной суши, с одной стороны, и материковой отмели и склона, с другой. Здесь очень много неясного и подлежащего исследованию.

Общая характеристика водных масс океанов и морей

Соленость поверхностных вод Мирового океана определяется испарением, атмосферными осадками, замерзанием воды, таянием льдов и поступлением пресной воды с суши.

Максимальная соленость наблюдается в широких пассатных зонах обоих полушарий, где дуют постоянные ветры и осадки выпадают в ничтожном количестве. Около экватора в дождливой штилевой полосе располагается минимум солености (в Атлантическом океане — 35‰, в Тихом — 34‰). Воды высоких широт также распреснены.

Наибольшей соленостью отличается Атлантический океан (37,9‰ к западу от Азорских островов), наименьшей — Тихий (35,9‰ в северной части океана). В морях соленость воды на поверхности может изменяться в значительно более широких пределах. Так, в Средиземном море отмечена соленость 39,58‰, в Красном 42‰ и даже 46,5‰ (залив Акаба), а в Мертвом море и заливе Карабогаз-Гол она может достигать 400‰.

Сезонные и тем более суточные изменения солености на поверхности открытого океана невелики.

Температура воды на поверхности Мирового океана закономерно убывает от экватора к полюсам. Только океанские течения искажают местами ее нормальное географическое распределение.

В северном полушарии Мировой океан теплее, чем в южном. Зона наиболее высокой температуры располагается несколько севернее экватора (термический экватор).

Средняя температура на поверхности всего Мирового океана равна 17°,4, т. е. превышает на 3° среднюю температуру воздуха на земном шаре. Самым теплым океаном является Тихий (19°,1), Индийский (17°) и затем Атлантический (16°,9).

Самая низкая температура воды на поверхности океана равняется —2°, самая высокая +36°. Таким образом, абсолютная амплитуда составляет 38°. В воздухе она, как известно, превышает 150°.

Разности средних температур воды самого теплого и самого холодного месяцев колеблются в довольно широких пределах (табл. 29), но в экваториальной зоне и в арктических и антарктических областях они лишь немного более 2°.

Суточные колебания температуры воды на поверхности в открытом океане невелики. В тропиках 0°,5, иногда 1°,0. В более высоких широтах еще меньше.

Значительно большей величины — нескольких градусов и даже десятков градусов — могут достигать случайные изменения температуры воды у берегов (например, при сгонах) и в районах встречи теплых и холодных течений.

Плотность воды на поверхности изменяется в разных местах Мирового океана от 1,0275 до 1,0220. Географическое распределение плотности воды на поверхности океана зависит главным образом от распределения температуры воды. Влияние солености сказывается больше всего в экваториальной и тропической зонах.

Перемешивание. Н. Н. Зубов делит перемешивание на следующие , три вида:
1) конвективное (плотностное) перемешивание;
2) турбулентное (фрикционное), которое включает также ветровое (или волновое) и приливное перемешивание и
3) фрикционно-конвективное перемешивание.

Конвективное, или плотностное, перемешивание создается в результате увеличения плотности поверхностных слоев океана за счет их осолонення или охлаждения и соответственно делится на несколько типов.

Арктический тип. Конвекция происходит почти исключительно за счет осолонення при льдообразовании. Такое перемешивание характерно для замерзающих морей, в которых годовая амплитуда температуры мала, а льдообразование велико. Примером служат Арктический бассейн и его моря.

Полярный тип. Конвекция проходит сначала за счет понижения температуры, затем за счет повышения солености при льдообразовании. Такое перемешивание характерно для морей высоких широт с большим положительным пресным балансом (пресный баланс = осадки + береговой сток — испарение) и большой амплитудой температур. Пример — Белое море.

Субполярный тип. Конвекция развивается только вследствие понижения температуры. Этот тип перемешивания характерен для тех морей умеренных и высоких широт, в которых нет льдообразования и где пресный баланс близок к нулю, вертикальный градиент солености всегда также близок к нулю и годовые амплитуды поверхностных температур велики. Таковы, например, условия в юго-западной части Баренцева моря.

Субтропический тип. Конвекция создается в результате повышения солености при испарении и понижения температуры. Такое перемешивание характерно для морей с отрицательным пресным балансом и большой годовой амплитудой температур. Примером является Средиземное море. Летом соленость на его поверхности увеличивается, так как испарение преобладает над осадками и стоком с суши. Однако конвекции благодаря повышению температуры не происходит. С наступлением зимы, когда поверхностный слой моря охлаждается, развивается интенсивное перемешивание, распространяющееся до дна.

Тропический тип. Конвекция возникает за счет повышения солености при испарении. Этот тип перемешивания характерен для тех тропических морей, в которых пресный баланс отрицателен и годовые амплитуды температуры и солености малы. Пример — Красное море.

Турбулентное перемешивание создается в результате трения водных слоев при их движении относительно друг друга. В этом случае возникают вертикальные и горизонтальные градиенты скорости, благодаря которым на поверхности раздела соприкасающихся слоев сначала появляются волны, а затем, с увеличением градиентов скорости, и вихри. Проникая из слоя в слой, эти вихри вызывают перемешивание как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении.

Ветровое перемешивание, так же как и конвективное, распространяется сверху вниз. Оно не затрагивает глубинных вод океана и проявляется только в поверхностных слоях. Выравнивая температуру и соленость, ветровое перемешивание создает значительные вертикальные градиенты (скачки температуры и солености) на нижней границе перемешанного слоя.

Приливное перемешивание, противоположность ветровому, распространяется снизу вверх, т. е. от дна к поверхности. Это объясняется тем, что скорости приливных течений мало изменяются с глубиной. Вихри образуются за счет трения о дно. Возникшие вихри в районах с малыми глубинами могут достигать поверхности моря, перемешивая всю массу воды. В отдельных случаях на поверхности образуются при этом клубящиеся водовороты.

Фрикционно-конвективное перемешивание занимает как бы промежуточное положение между конвективным и турбулентным. Оно развивается за счет уплотнения при смешивании различных по своим физико-химическим свойствам водных масс. Плотность смеси может оказаться при этом выше плотностей смешиваемых вод.

В качестве примера можно указать на воды Гольфстрима (соленость 35,36‰, температура +30° С) и Лабрадорского течения (соленость 27,38‰, температура —1°,5 С). Плотность этих вод одинакова и равна 1,02200. Если их смешать в равной пропорции, то плотность смеси (соленость 31,37‰, температура +14°,2 С) будет равняться 1,02339, т. е. увеличится после смешения на 0,00139.

Таким образом, при соприкосновении или наложении друг на друга водных масс, различных по происхождению и свойствам, создаются условия для уплотнения и, тем самым, конвективного перемешивания.

Вертикальные зоны океана. Учитывая распространение различных видов перемешивания, толщу вод океана можно разделить на несколько вертикальных зон.

Зона ветрового перемешивания распространяется от поверхности до глубины 10—50 м в морях и до 160—200 м в океанах. Вертикальное распределение температуры и солености, а также содержание газов и другие характеристики здесь очень изменчивы. После сильных и длительных штормов вся зона становится совершенно однородной. С прекращением штормов действие внешних факторов (нагревание, распреснение и т. д.) создает вертикальные градиенты, которые вновь уничтожаются следующим штормом. Мелководные моря, например Азовское, полностью лежат в зоне ветрового перемешивания.

Зона конвективного перемешивания распространяется от поверхности до очень больших глубин. Обычно она образуется вертикальной зимней циркуляцией и в этом случае уничтожает зону ветрового перемешивания. В летнее время зона конвективного перемешивания нередко сохраняется в виде холодного промежуточного слоя, который исчезает лишь к концу лета.

В тропической и субтропической областях зона конвективного перемешивания создается осолонением при испарении.

Нижняя граница зоны конвективного перемешивания изменяется в широких пределах в зависимости от местных условий. В Северном .Ледовитом океане она лежит на глубине 150—250 м, а в таких морях как Средиземное, Красное, Норвежское и Гренландское, опускается до самого дна, т. е. до 2000—4000 м.

Зона конвективного перемешивания, включая в себя зону, ветрового перемешивания, является наиболее активной зоной океанов. Ее часто называют поэтому тропосферой океана, в противоположность более глубоким слоям, называемым стратосферой.

Ниже границы конвективного перемешивания располагается зона фрикционного перемешивания. Она нередко распадается на несколько слоев, отделенных друг от друга слоями относительного покоя (стагнации), обусловленными тем, что в них отсутствуют вертикальные градиенты скорости, создающие фрикционное перемешивание.

Наконец, в наиболее глубоких впадинах океана, а также в глубоких изолированных морях (например, Черное, Японское) у дна наблюдается зона придонной конвекции. Она создается за счет повышения температуры.