Общая геоморфология (стр. 50 )

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 или суффозионным процессам). На формирующихся крутых бортах бессточных впадин закладываются эрозионные формы. Развиваются при соответствующем диалогическом 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 пе­реуглублению. Образующаяся после дождя «а поверхности такыра 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 томмоков — 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 грядовые 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 литологического 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 столовоостанцовыми 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 (ем - 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, воздействуя на водную поверхность, обусловли­вает возникновение колебательных движений в поверхностной толще воды. Особенность этих движений заключается в том, что

Рис. 96. Элементы волны:

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

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 (h), длину (L), период (Т), 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 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 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 выполаживается. Внешней асимметрии отвечает возникающая у волн мелководья асимметрия орбит, по которым движутся водные части­цы. Орбиты из круглых становятся эллиптическими, причем сами эллипсы неправильные, они сплюснуты снизу (рис. 97). 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 волн. Он стано­вится вертикальным и даже нависающим, и для формирования сле­дующей волны впереди ее физически не хватает воды. Происходит обрушение гребня волны, в результате

Направление ветра

Дно-

М о ре

Рис. 97. Характер орбит-волновых частиц в волне мелководья (по )

Рис. 98. Траектория прибойного потока на пляже при косом подходе волн к бе­регу. Крестиками отмечена вершина заплеска

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 которой 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

суша

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.