Аридно-денудационные формы рельефа в пустынях

В аридных и семиаридных странах наряду с песчаными пусты­нями широко распространены каменистые и глинистые пустыни. Для них характерны различные дефляционные формы типа уже упо­минавшихся дефляционных останцов. Обломки горных пород, в изо­билии разбросанные на поверхности каменистой пустыни, часто бывают покрыты характерной блестящей коркой — пустынным за­гаром, образование которого связано с капиллярным подтягиванием растворов солей из породы и выпадением солей на ее поверхности.

Глинистые пустыни сложены с поверхности лёссом или лёссо­видными породами- В принципе эти пространства называются пус­тынями лишь из-за недостатка воды. При искусственном орошении, как это показала, в частности, практика освоения подобных пло­щадей в СССР, на лёссовидных породах глинистых пустынь быстро формируются плодородные почвы.

Одной из характерных форм рельефа глинистых пустынь явля­ются такыры — неглубокие замкнутые понижения с ровным, почти горизонтальным днищем, покрытым плотной глинистой коркой <я разделенным сетью трещин на полигональные отдельности. Проч­ность этой корки такова, что даже лошадиные подковы не остав­ляют на ней следа.

Самые крупные такыры развиты по периферии предгорных про-лювиальных равнин, но нередко они образуются и независимо от пролювиальных выносов с гор. На поверхности глинистых пустынь многочисленны отрицательные неровности, в которых при редких, но довольно сильных ливнях накапливается и застаивается вода, насыщенная большим количеством взвешенных глинистых частиц. Последующее оседание глинистых частиц и их уплотнение, а затем и растрескивание при высыхании ведет к образованию такыра. Счи-

тают, что в формировании такыровой поверхности, отличающейся исключительно сильным уплотнением верхнего слоя, принимают участие синезеленые микроскопические водоросли, поселяющиеся в этих эфемерных водоемах. Такыры могут образоваться и в про­цессе эволюции и преобразования солончаков.

Отсутствие сплошного растительного покрова на больших про­странствах глинистых пустынь способствует интенсивному развитию эрозионных форм, несмотря на незначительное количество годовых осадков. Образованию эрозионных форм благоприятствует ливне­вый характер осадков. Местами сеть овражных форм настолько густа, что эрозионные ландшафты приобретают характер типичного бедленда, или «дурных земель». В формировании пустынного бед-ленда часто одновременно участвуют >и эоловые, и эрозионные про­цессы.

Для пустынь довольно характерны такие флювиальные формы, как сухие долины, а также речные долины, не доходящие до моря и заканчивающиеся на суше внутренними дельтами — своеобразными приустьевыми аккумулятивными формами, родственными обычным дельтам- Временные водотоки (многие сухие долины также выра­батываются ими) нередко в низовьях заканчиваются пролювиаль-ными конусами выноса.

Существенная особенность пустынных областей — бессточные впадины — отрицательные формы рельефа, не имеющие выхода для поступающих в них дождевых или талых вод. Они очень различны по размерам: от нескольких десятков метров в поперечнике и не­скольких метров глубины до сотен километров в поперечнике и 200 м глубины.

Крупные бессточные впадины имеют обрывистые борта, на скло­нах нередко наблюдаются террасовидные уступы. Борта впадин изрезаны рытвинами и оврагами, нередки проявления оползневых и обвальных процессов.

Днища бессточных впадин обычно заняты солончаками или со­леными озерами. Они могут быть либо остаточными—реликтами бывшего когда-то водоема, либо связаны с выходами или подтоком подземных соленых вод. Часто впадины, занятые озером в течение влажного сезона, в сухое время года превращаются в солончаки. Некоторые солончаки покрыты сплошным пластом кристаллической соли. Такие пространства можно назвать соляными равнинами. Пласт соли под действием сил кристаллизации разбивается трещи­нами на полигональные отдельности. По мере расширения полиго­нов под влиянием продолжающегося роста кристаллов края поли­гонов сначала загибаются вверх, а затем пластины соли нагромож­даются одна на другую, образуя в конечном счете очень пересечен­ный труднопроходимый микрорельеф — «соляные торосы». Такие формы, в частности, можно видеть на бывшем дне залива Кара-Богаз-Гол (восточное побережье Каспия).

Солончаки — очень характерный элемент ландшафта пустыни-В своем развитии они проходят несколько стадий. Солончак с со­ляным пластом постепенно по мере поступления на его поверхность

терригенного материала, приносимого ветром или временными водо­токами, превращается в вязкий мокрый солончак с грязевым илис­тым дном («солёные грязи»), а по мере иссыхания — в так назы­ваемый корковый солончак. От предшествующей стадии корковый солончак отличается тем, что с поверхности на нем за счет цемен­тации терригенного материала солью образуется довольно плотная и крепкая корка. При дальнейшем иссушении поверхности солон­чака корка разрушается и преобразуется в слой, состоящий из сме­си соли и терригенных частиц. Это стадия пухлого солончака. При увеличении количества осадков и обильном поступлении глинистого терригенного материала происходит рассоление солончака и посте­пенное превращение его в такыр. Такие переходы, в частности, на­блюдались авторами в районе Северного Устюрта. Пухлые солон­чаки интенсивно развеваются ветром.

Поскольку стадии развития солончака от влажного к пухлому в зависимости от изменений условий увлажнения могут, по-видимому, неоднократно повторяться, впадины, занятые солончаками, имеют тенденцию постоянно углубляться за счет выноса материала со дна солончака ветром. Эоловый вынос материала из бессточной впадины обусловливает, таким образом, все большее и большее ее углубление. Самая глубокая бессточная впадина в СССР — Карагие (Южный Мангышлак), абсолютная отметка ее дна — минус 132 м. Еще более глубоки впадины Каттара (—134 м) в Ливийской пустыне и Турфанская (—154 м) в Западном Китае.

Бессточные впадины, по-видимому, имеют комплексное про­исхождение. Наряду с деятельностью ветра в их образовании важную роль играют структурно-геологические (нередко они закладываются в сводах антиклиналей, или в грабенах) и благо­приятные литологические условия (способствующие карстовым ил«суффозионным процессам)- На формирующихся крутых бортах бессточных впадин закладываются эрозионные формы. Развиваются при соответствующем литологическом строении оползневые или обвальные процессы. Образующийся материал измельчается и пер­манентно выносится ветром. На плато Устюрт каждой крупной бес­сточной впадине соответствует массив рыхлых или полузакреп­ленных эоловых песков, расположенный с той стороны впадины, куда направлены господствующие ветры.

Впадины, занятые такырами, также обладают тенденцией к пе­
реуглублению. Образующаяся после дождя на поверхности такыра
I глинистая корка разрушается по мере ссыхания. Крупинки глины

и пыль подхватываются ветром и выносятся за пределы такыра. С дефляцией глинистых корок связано образование глиняных дюн, наблюдаемых в аридных прибрежных районах Мексики, или том-моков — холмиков из глинистой пыли, нередко встречающихся по соседству с такырами в западной Туркмении. По всей вероятности, такое же происхождение имеет толща, слагающая бэровские буг­ры — своеобразные грядо-вые формы рельефа, обычно вытянутые в направлении господствующих ветров и широко распространенные

в южной части Северокаспийской низменности, а также в западной Туркмении.

Для аридных стран с присущими им особенностями проявления денудационных процессов очень характерен также ландшафт ост­ровных, или останцовых, гор и денудационных равнин. Островные горы, в особенности если они связаны с изменениями литологиче-ского состава горных пород, могут формироваться и вне аридной зоны (например, в условиях тропического карста), но типичны они для пустынь. В Советском Союзе в аридных областях нередки пла­стовые денудационные равнины, рельеф которых осложнен столово-останцовыми возвышенностями — островными горами с плоскими вершинами и крутыми обрывистыми склонами. Такие плосковер­шинные останцы в Средней Азии называют турткулями, а обры­вистые склоны останцов и пластовых равнин — чинками. Ярким примером аридно-денудационных пластовых равнин является пла­то Устюрт, со всех сторон окруженное обрывистыми чинками, кото­рые сопровождаются останцовыми островными горами (см- рис. 48). Многочисленные островные горы — останцы более высоких, ныне почти полностью уничтоженных денудационных уровней возвыша­ются и над поверхностью плато. Островные горы широко представ­лены в аридной зоне Африканского континента, в пустынях Даль­него Запада США и Мексики.

Весьма вероятно, что на первых порах обособления останцовых гор главную роль играет эрозия временных водотоков, но затем в расширении возникших понижений и дальнейшем обособлении останцов важнейшее значение приобретает дефляция. На это ука­зывает слабое развитие осыпного, или пролювиального, шлейфа у подножий чинков и резкий переход от поверхности нижнего де­нудационного уровня к склонам островных гор или вышележащей денудационной поверхности. Как правило, денудационная равнина и возвышающиеся над ней островные горы не обнаруживают раз­личий в петрографическом составе слагающих их пород. По мере отступания чинков перед ними формируются педименты (см. гл. 13), которые, постепенно расширяясь, сливаются в сплошную денуда­ционную равнину — педиплен.

ГЛАВА 19. БЕРЕГОВЫЕ МОРСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ФОРМЫ

ПОНЯТИЕ «БЕРЕГ». ВОЛНЫ И ВОЛНОВЫЕ ТЕЧЕНИЯ

Берег-—граница суши и моря. Хотя на картах эта граница изобра­жается линией, в действительности следует говорить о береговой зоне, т. е. о более или менее широкой полосе, в пределах которой осуществляется взаимодействие суши и моря.

Береговая зона состоит из собственно берега — ее надводной части — и из подводного берегового склона. Границы береговой

зоны будут определены ниже, после рассмотрения основных дейст­вующих сил, преобразующих береговую зону- Таковыми являются, прежде всего, морское волнение, волновые течения и приливо-от­ливные явления. Кроме того, в формировании морских берегов принимают участие некоторые организмы, а также реки. Важным условием развития берега являются также тектонические движения земной коры и геологическое строение прибрежной суши и подвод­ного берегового склона.

Волны. Ветер, Бездействуя на водную поверхность, обусловли­вает возникновение колебательных движений в поверхностной тол-

Рис. 96. Элементы волны:

h — высота; L — длина; 1 — гребень; 2 — ложбина; 3 — задний склон; 4 — передний склон волны. На рисунке показан харак­тер орбитального движения поверхностных водных частиц, участвующих в волнении

ще воды. Особенность этих движений заключается в том, что 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. Посколь­ку волновые движения затухают по мере удаления от поверхности моря на глубину, то разделение морских волн на эти категории ос­новывается на том, является ли глубина моря больше или меньше глубины проникновения волновых движений.

Волны, действующие на акваториях, где глубина моря меньше, чем глубина проникновения волновых движений, относят к волнам мелководья. Принято считать, что практически на глубине, равной половине длины волны (см. ниже), волновые колебания в толще воды затухают.

В морской волне различают следующие параметры: высоту (/?.), длину (L), период (Г), скорость распространения {V), а также та­кие элементы, как гребень и ложбина волны, передний и задний склоны, фронт и луч волны. Что означают названные параметры и элементы, видно из данных рис. 96. Следует лишь пояснить, что пе­риодом называется время, в течение которого частица воды описы­вает полную орбиту, а скоростью распространения — величина, по­лучаемая при делении длины волны на ее период-Волны мелководья в отличие от волн открытого моря воздей­ствуют на дно (на подводный береговой склон) и сам<и 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 энергия волнами при прохождении их 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 вы-полаживается. Внешней асимметрии отвечает возникающая у волн мелководья асимметрия орбит, по которым движутся водные части­цы. Орбиты «з круглых становятся эллиптическими, причем сами эллипсы неправильные, они сплюснуты снизу (рис. 97). Соответст­венно утрачивается равенство орбиталь-

Направление ветра ^НЫХ СКОрОСТеЙ. СкОрОСТИ ДВИЖвНИЯ, НЭ-

правленные 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, и для формирования сле­дующей волны впереди ее физически не хватает воды. Происходит обрушение гребня волны, в результате чего волновое движение во­ды сменяется принципиально новым видом движения — прибойным потоком. Само разрушение волны называется прибоем.

Прибойный поток, или накат, формируется из массы воды, об­разующейся при разрушении волны. Он взбегает вверх по берего­вому склону, причем направление потока примерно совпадает с на­правлением волны, породившей его, но все же заметно отклоняется от первоначального под действием силы тяжести (рис. 98). Скорость прибойного потока уменьшается по мере его удаления от места за­рождения, т. е. от места разбивания волны. Замедление потока связано с тем, что ему приходится затрачивать энергию на преодо­ление силы тяжести, на преодоление трения о поверхность, по ко-

торой он взбегает, на перемещение и обработку наносов. Кроме то­го, часть массы воды теряется за счет просачивания в грунт.

Точка, где скорость прибойного потока снижается до нулевого значения, называется вершиной заплеска. Отсюда еще оставшаяся не растраченной 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

Рис. 99. Схема рефракции волн у ровного (А) и бухтового (Б) берегов:

/ — фронты волн; 2 — лучи волн; 3 —основание подводного склона

волны, т. е. той изобате, на которой начинается деформация волн;, а верхняя — линией заплеска, образуемой совокупностью вершин заплеска прибоя.

Для понимания волновых процессов на берегах морей необходи­мо иметь также 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, получается 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 (рис. 99).

Волновые течения. Фактические орбиты, по которым движутся
частицы воды, при волнении несколько разомкнуты, что обусловли­
вается пульсационным характером воздействия ветра на водную по­
верхность. Благодаря разомкнутое™ орбит происходит не только
перемещение формы волны, но и фактическое перемещение массы
воды в направлении распространения волнения, т. е. в сторону бере­
га. Это создает повышение уровня моря у берегов по сравнению
^с положением уровня в открытом море. Перевес уровня вызывает
"8—911 225

образование компенсационных течений, которые получили название волновых течений-

При подходе волн под прямым углом к берегу, имеющему отло­гий подводный склон, первое разрушение волн происходит еще на

ЗНаЧИТеЛЬНОМ pawrujiinmn их таи.

Массы воды, скапливающейся у берега, подлруживаютея «живой стеной» прибоя до тех пор, пока они не яайдут выхода «а каком-либо участке, где эта «стена» не­сколько ниже, чем в других мес­тах. Тогда массы воды прорыва­ются от берега в сторону моря. Такое явление получило название разрывного течения (рис. 100). Разрывные течения в силу своего бурного характера развивают ско­рость до нескольких метров,в се­кунду и способны выносить из прибрежной полосы во внешнюю зону большое количество взмучен­ных наносов. Они становятся, та­ким образом, причиной утечки наносов из прибрежной полосы береговой зоны.

При подходе волн к берегу с пологим подводным склоном (т. е. к отмелому берегу) под острым углом отток излишков воды про­исходит в направлении, парал­лельном берегу в сторону тупого угла, т. е. в сторону угла, допол­няющего угол подхода до 180°. В результате образуется течение, называемое вдольбереговым вол­новым течением. Оно также име­ет значительные скорости и наря­ду с собственно волновыми дви­жениями является важным сред­ством перемещения наносов вдоль берега.

При подходе волн к берегу с крутым подводным склоном называемому приглубому берегу) перекос уровня разрешается возникновением донного течения, направленного от берега в сторо­ну моря. Этот вид течения называется донным противотечением. Оно также способствует уносу обломочного материала из прибреж­ной полосы во внешнюю зону береговой зоны.

ПОПЕРЕЧНОЕ ПЕРЕМЕЩЕНИЕ НАНОСОВ

Массы обломочного материала в береговой зоне, перемещаемого волнами и прибойным потоком, называются морскими наносами. Представим себе пологий подводный склон, сложенный частицами наносов одинаковой крупности и имеющий на всем своем протя­жении одинаковый уклон. Волны подходят к берегу под прямым углом. На глубине, равной половине длины волны, начнется дефор­мация волн и будет проявляться их воздействие на частицы наносов, лежащие на дне (рис. 101). Однако при слабой деформации перевес

«прямых скоростей» над «обратными скоростями» будет еще незна­чителен, но, поскольку частица находится «а наклонном дне, к уси­лию обратного волнового импульса прибавится 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. Такая точка называется нейтральной, а совокупность нейтральных точек на подводном склоне — нейтральной линией для наносов Данной крупности.

Выше нейтральной точки перевес прямых скоростей над обрат­ными будет уже не только компенсировать совместное действие обратных скоростей и силы тяжести, но и превосходить его- В ре­зультате здесь образуется зона перемещения материала вверх по склону. В целом, таким образом, ниже нейтральной линии устанав­ливается зона выноса материала, который будет отлагаться в ниж­ней части подводного берегового склона, а выше нейтральной ли­нии— зона выноса материала вверх по склону, который будет на­капливаться у берега. Положение нейтральной линии, в свою оче-8*

р-едь, не остается постоянным, так как углубление обеих зон будет обусловливать изменение углов наклона дна и глубин над склоном и, следовательно, смещение нейтральной линии. В конечном.счете обе зоны выноса сомкнутся, а профиль берега в целом, включая подводный береговой склон и собственно берег, приобретет вид за­кономерно вогнутой кривой. Такой профиль может быть назван: профилем динамического равновесия, поскольку в каждой его точке будет достигнуто такое соотношение уклонов дна, при котором эти уклоны будут компенсировать преобладание прямых скоростей над обратными. Частицы наносов будут находиться в движении подоб­ном тому, которое наблюдается в зоне нейтральной линии, но сме­щение,их вниз или вверх по склону прекратится.

Динамическое равновесие не может быть достигнуто в природ­ных условиях вследствие непостоянства и разнообразия действую­щих факторов. Приведенная схема только позволяет уяснить общие тенденции перемещения частиц наносов по профилю^ т. е. при под­ходе волн под прямым углом к береговой линии.

пляж формируется у подножья уступа, то образуется прислонен­ный пляж, или пляж неполного профиля с одним склоном, обра­щенным в сторону моря (рис. 102).

Пляж — элементарная аккумулятивная форма, знание законо­мерностей образования и динамики которой позволяет разобраться в динамике и происхождении более сложных береговых аккумуля­тивных образований. Некоторые закономерности динамики пляжа при косом подходе волн к берегу будут рассмотрены ниже.

ПОДВОДНЫЕ ВАЛБ1 И БЕРЕГОВЫЕ БАРЫ

При поперечном перемещении наносов возникают различные подводные и береговые аккумулятивные формы. В частности, при поперечном перемещении наносов может сформироваться пляж. Нередко о том_; что данный пляж или другая аккумулятивная форма

ПЛЯЖ И СОРТИРОВКА МАТЕРИАЛА

В ЗОНЕ ДЕЙСТВИЯ ПРИБОЙНОГО ПОТОКА

Скопление наносов в зоне действия прибойного потока называ­ется пляжем. Обычно в соответствии с вышеописанными законо­мерностями пляж бывает сложен более крупными наносами, чем

подводный береговой склон. Для формирования пляжа имеют зна­чение, во-первых, отмеченное ра­нее убывание скоростей прибой­ного потока по мере его продви­жения вверх по склону и, во-вто­рых, соотношение скоростей пря­мого и обратного потоков. Вслед­ствие того, что максимальные скорости прямого потока достига­ются им в начале движения, имен­но здесь, близ зоны разбивания волн, накапливается самый круп­ный обломочный материал. Далее вверх по пляжу отмечается зако­номерное убывание крупности наносов.

По морфологическим призна^ кам можно выделить пляжи пол-

ного 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

0.98

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 т. д.), 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, как полагают, образование подводных валов. Это аккумулятивные _;фор-мы, сложенные обычно песчаным материалом и протягивающиеся вдоль берега параллельно друг другу (2—3, реже 5—б валов). Вы­сота таких валов от 1 до 4 м при длине от нескольких сотен метров До нескольких километров (рис. 103).

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. Я литтть nnmicvn»™ ттл«л«,«—

■29Q

Множественность подводных валов связана, по-видимому, 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.

Известны также гораз­до более крупные аккуму­лятивные формы, проис­хождение которых связано с поперечным перемеще­нием. Они называются береговыми барами (в ан­глийской литературе — Barrier beach, barrier is­lands). Береговые бары сложены материалом дон­ного происхождения (не­редко рекушей, ракушеч­ным или коралловым пес­ком). Они протягиваются на десятки, а то и сотни километров вдоль изре­занных низменных мор­ских берегов и обычно от­деляют от моря прибреж­ную акваторию, называе­мую лагуной (рис. 104). Подножья многих баров располагаются на глубине 10—20 м, а над водой они воздымаются на 5—7, а то и на несколько десят­ков метров. Столь значи­тельная высота бара до­стигается за счет дюн, не­редко увенчивающих эти формы. Если не считать эти навеянные образова­ния, то в среднем относи­тельная высота баров над их подножьем составляет 15—30 м или 4—>5 м над

уровнем моря. Бары очень широко распространены; оощая протя­женность берегов, окаймленных барами, составляет до 10% от всей протяженности береговой линии Мирового океана. Типичными при­мерами берегового бара могут служить Арабатская стрелка на западном побережье Азовского моря, очень крупные береговые

бары Мексиканского и Гвинейского заливов, Атлантического по­бережья США.

Причины образования баров еще во многом неясны. Несомненно лишь то, что они образовались за счет донного перемещения нано­сов. Можно предполагать, что их формирование связано с повы­шением уровня океана в послеледниковое время и выработкой под­водного профиля, с перестройкой профиля затопленных равнин субаэральной аккумуляции. Повсеместное распространение баров.определенно указывает на планетарные причины их формирования.

В первом приближении образование берегового бара можно представить в следующем виде. Субгоризонтальные поверхности за­топленных аккумулятивных равнин оказываются слишком отлоги­ми, неудовлетворяющими условиям динамического равновесия в волновом поле. Волны, вырабатывая соответствующий профиль подводного склона, выносят в сторону берега большие массы рых­лого материала. В некоторой зоне формирующегося подводного.берегового склона количество перемещенного материала с больших глубин оказывается столь значительным, что дальше весь он уже не может перемещаться. Излишки перемещаемых наносов выпада­ют из движения, создавая накопление в виде подводной аккумуля­тивной формы — подводного бара. В течение некоторого времени подводная аккумулятивная форма сохраняет способность переме­щаться в сторону берега за счет пересыпания наносов с ее морского склона на склон, обращенный к берегу. Однако сама форма в ус­ловиях стабилизации уровня моря становится препятствием для ■поступающих с подводного берегового склона наносов, которые, от­лагаясь на ее морской стороне, способствуют разрастанию бара

В ШИРИНУ.

Одновременно с ростом подводного бара в ширину за счет на­брасывания наносов на гребень и общего перемещения на меньшие глубины бар растет и в высоту, но до определенных пределов. Этот предел обусловливается глубиной, на которой разрушаются волны и которая близка или равна двойной высоте волны. Следовательно, при стабильном положении уровня моря отсутствуют условия для превращения подводного бара в надводную аккумулятивную форму. В связи с этим, а также на основе данных о том, что высота баров может достигать 7 м над уровнем моря, можно прийти к выводу, что образование береговых баров (или островных, под которыми разумеются цепочки аккумулятивных островов — участков гребня подводного бара, вышедших на поверхность) связано с изменениями Уровня Мирового океана в новейшее время.

ПРОДОЛЬНОЕ ПЕРЕМЕЩЕНИЕ НАНОСОВ

При подходе волн под косым углом к берегу возникает продоль­ное, или вдольбереговое, перемещение наносов. Принципиальная схема этого процесса такова (рис. 105). Представим себе участок подводного склона с однородным уклоном, сложенный наносами

одинаковой крупности. Волны подходят к берегу под косым углом. При прохождении гребня волны над частицей наноса последняя-должна смещаться вверх по склону по направлению распростране­ния волн. Но из-за наклона дна в действительности частица пере­местится по равнодействующей волнового импульса и силы тяже­сти. При прохождении ложбины волны частица должна сместиться в противоположном направлении, но теперь уже по равнодействую­щей обратного волнового импульса и силы тяжести. Так, от одного-волнового колебания к другому частица совершит путь по зигзаго-

образной траектории, в итоге пройдя некоторое расстояние вдоль берега (переместится из точки А в точку D, (рис. 105).

При косом подходе волн частицы наносов будут совершать вдольбереговое. перемещение я в зоне пляжа. Прибойный поток,, взбегая на пляж, первоначально сохраняет направление движения породившей его волны, но по мере приближения к вершине заплёска все больше отклоняется от этого направления под действием силы' тяжести. Обратный поток сбегает по направлению наибольшего-уклона.. Таким образом, прибойный поток описывает на пляже-асимметричную траекторию, напоминающую параболу, а вместе-с ним по такой же траектории по пляжу вдоль береговой линии пе­ремещается обломочная частица, подхваченная потоком. Новый-прибойный поток заставит переместиться ее вдоль берега еще даль­ше.и т. д., и в итоге за какой-то отрезок времени она пройдет опре­деленный путь вдоль берега.

Величина пути частицы, как и величина продольного перемеще­ния, по родводному, склону, за определенный отрезок времени или скорость продольного перемещения зависит от величины угла под­хода волны к берегу. Если угол подхода равен 90°, скорость про­дольного перемещения равна нулю. Казалось бы, чем меньше угол подхода, тем скорость продольного перемещения должна быть больше. Однако на самом деле это не так, поскольку при малом-угле подхода волна должна будет пройти большее расстояние над мелководьем, а это приведет к большей потере энергии и потере наносодвижущей способности. Оптимальная величина угла подхо­да-— угол в 45° или близкий к этой величине. В работах, посвящен-

ных исследованию вдольберегового перемещения наносов, опти­мальный угол обозначается буквой ф.

До сих пор мы говорили о перемещении элементарной частицы. Но совершенно очевидно, что охарактеризованные закономерности присущи перемещению множества частиц и что при благоприятных условиях на пляже и на подводном береговом склоне происходит массовое перемещение наносов. Массовое перемещение наносов вдоль берега в одном направлении за длительный отрезок времени, например за год, получило название потока наносов.

Поток наносов характеризуется мощностью, емкостью и насы­щенностью. Для понимания процессов размыва и аккумуляции важ­но также учитывать интенсивность поступления материала, питаю­щего поток наносов. Источники поступления могут быть различны­ми: материал, образующийся в результате разрушения волнами какого-либо участка берега, материал, поступающий с верхней час­ти берегового уступа за счет склоновых процессов, биогенный мате­риал и т. д.

Мощность потока — это то количество наносов, которое реально перемещается вдоль берега за год. Емкостью называется то коли­чество наносов, которое волны способны перемещать. Если мощ­ность равна емкости, то это значит, что вся энергия волн или при­боя затрачивается только на транспорт. Тогда говорят, что поток наносов насыщен. Ни размыва берега, ни отложения наносов при этом не происходит.

Следовательно, насыщенностью потока следует называть отно­шение мощности к емкости. Если это отношение меньше 1, поток ненасыщен. Какая-то доля волновой энергии свободна от работы по переносу материала и будет преобразована в работу по размыву берега.

Если емкость потока падает или она меньше, чем поступление наносов на данный участок, можно говорить о превышении интен-сивности поступления наносов над емкостью потока наносов. В ре­зультате часть материала прекращает движение и отлагается, об­разуется аккумулятивная форма.

⇐ Предыдущая12131415161718192021Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: