Берега Мирового океана

Знакомство с океаном человек начи­нает с берега. Береговая зона тесно связана с жизнью океана, развива­ется вместе со всеми другими его частями, но она имеет и свои соб­ственные законы эволюции. Процес­сы, протекающие в береговой зоне, специфичны и очень сложны. Здесь происходит взаимодействие трех сфер: гидросферы, атмосферы и ли­тосферы. В результате этого взаимо­действия возникает особый рельеф, развиваются определенные живые организмы. Наконец, береговая зо­на — особая сфера приложения хо­зяйственной деятельности человека. Вот почему в книге, посвященной океану, нельзя обойтись без отдель­ной главы, в которой были бы описа­ны закономерности развития его берегов.

Основные закономерности динамики береговой зоны

Береговая зона состоит из двух ос­новных элементов — собственно бе­рега и подводного берегового склона. Берег — это полоса суши, на которой имеются формы рельефа, созданные морем при данном среднем его уров­не, а подводный береговой склон — мелководная часть морского дна, рельеф которой создан волнами при данном уровне моря. Граница берега и подводного берегового склона весь­ма изменчива. Волны и приливо-отливные движения то накатывают­ся на берег, то, отступая обратно, обнажают часть морского дна. Гра­ница мигрирует в достаточно широ­ких пределах в зависимости от па­раметров волн, приливо-отливов и уклонов поверхности дна. Террито­риально подводный береговой склон является частью шельфа, а берег — частью суши. Однако процессы, со­здающие рельеф, осадки и биологи­ческие сообщества береговой зоны, настолько специфичны, что ее выде­ление в отдельный природный эле­мент бесспорно.

Единым процессом, определяю­щим своеобразие береговой зоны, яв­ляется процесс трансформации и рассеивания механической энергии морских волн при их взаимодейст­вии с литосферой. Важную роль в этом взаимодействии играют укло­ны подводного берегового склона и количество обломочного материала, находящегося в береговой зоне и подвергающегося интенсивному вол­новому перемещению.

Волновое воздействие, уклоны дна и баланс наносов — вот основные факторы современной динамики бе­реговой зоны. Значение этих факто­ров наиболее полно было вскрыто крупнейшим специалистом по дина­мике берегов В. П. Зенковичем (1946, 1962). Эти факторы опреде­ляют развитие береговой зоны по абразионному или аккумулятивно­му циклу, создают основные абра­зионные и аккумулятивные формы рельефа, т. е. формы разрушения, размыва и формы насыпные из об­ломков пород. Множество иных при­родных процессов — биогенных, хе-могенных, связанных с .влиянием рек, эоловым (ветровым) разносом и т. п.,— играют определенную роль в развитии береговой зоны и обус­ловливают возникновение специфи­ческих форм рельефа, таких, как дельты, ватты, коралловые рифы, термоабразионные, карстовые бере­га. Влияние этой большой группы берегоформирующих факторов на­блюдается лишь в определенных климатических зонах и подчинено общим закономерностям широтной географической зональности.

Однако закон широтной зонально­сти береговых процессов проявляется прежде всего в зональном распреде­лении процессов абразии и аккуму­ляции обломочного материала в бе­реговой зоне, что обусловлено пара­метрами и повторяемостью волн в разных районах, с одной стороны, и количеством и крупностью обло­мочного материала, поступающего в береговую зону,— с другой. Те или иные особенности абразионно-акку-мулятивного процесса в береговой зо­не создают благоприятную обстанов­ку для проявления специфических зональных элементов побережий, ко­торые и образуют неповторимый ландшафт береговых районов раз­личных климатических зон.

Большое значение в историческом развитии берегов имеют их геологи­ческое строение и вертикальные дви­жения береговой линии (тектониче­ского или эвстатического характе­ра). Эти факторы, будучи весьма существенными в динамике берегов, не обусловливают, однако, возникно­вения специфических типов берего­вого рельефа, а лишь создают усло­вия для более или менее эффектив­ного проявления других берегофор-мирующих процессов, в первую оче­редь абразии и аккумуляции. Горные породы, слагающие берег, в зависимости от своей устойчивости быстрее или медленнее поддаются размыву или разрушению под дей­ствием волновых процессов. Те или иные породы, разрушаясь, дают об­ломочный материал, определяя, та­ким образом, баланс наносов берего­вой зоны и влияя на темп развития берега. Относительные погружения или поднятия уровня моря активи­зируют или снижают интенсивность абразионно-аккумулятивного про­цесса и создают предпосылки для развития берега в том или ином направлении. Однако в конечном итоге современная динамика берего­вой зоны зависит от интенсивности волнения, его направления, уклонов подводного берегового склона и от баланса наносов в береговой зоне. Вместе с тем если рассматривать развитие береговой зоны в истори­ческом плане, то колебания уровня моря приобретают первостепенное значение. Сложное сочетание эвста­тического изменения уровня океана с тектоническими движениями суши определяет историческое развитие береговой зоны, современная дина­мика которой обусловлена волновы­ми процессами. Последние способны, в геологическом смысле, мгновенно перерабатывать береговую зону, тог­да как колебания уровня океана приводят к медленным однонаправ­ленным или ритмичным изменени­ям побережий.

Термин «побережье» применяется к широкой полосе суши, на которой сохранились формы рельефа, со­зданные морем при древних его вы­соких уровнях. На дне моря за пре­делами подводного склона, на шель­фе, как мы видели, иногда сохраня­ются реликты древних береговых линий, выработанных в то время, когда уровень океана опускался на 100 и более метров. Видимо, было бы правильно побережье и внутренний шельф с реликтами погруженных береговых линий объединить в еди­ную зону — палеоберега. Морфологи­ческие особенности побережий и верхней части шельфа зависят, с од­ной стороны, от сочетания разнона­правленных движений суши и уров­ня океана и, с другой — от соотноше­ния длительных и мгновенных из­менений береговой зоны. «Мгновен­ные» изменения береговой зоны — это изменения, обусловленные режи­мом волнения в первую очередь.

Как известно, в открытом море при волнении частицы воды вовле­каются в орбитальное круговое дви­жение, которое быстро затухает с глубиной. При достижении берего­вой зоны волны деформируются, а затем разрушаются, расходуя свою энергию на внутреннее трение в вод­ной среде, взаимодействие с дном, перенос обломочного материала и на непосредственный удар о коренные породы. При косом подходе волны к берегу существенная часть энер­гии расходуется также на создание вдольбереговых течений. При волне­нии у берега всегда возникает неко­торый нагон воды, которая, стремясь уйти обратно в море, образует раз­личного типа компенсационные те­чения (придонные, разрывные).

Береговая зона по характеру дви­жений воды и вызываемых ими перемещений может быть разделена на три области: 1) колебательные волновые движения воды (подвод­ный склон от начала движения на­носов и до области разрушения волн); 2) разрушения волн и 3) дей­ствия прибойного потока (от места последнего разрушения волны до вершины заплеска).

В области колебательных волно­вых движений воды орбитальные траектории частиц у дна превраща­ются в возвратно-поступательные линейные, асимметричные по скоро­сти и длительности перемещения. В это перемещение вовлекаются ле­жащие на дне наносы, на которые дополнительно воздействуют сила тяжести и стоковые компенсацион­ные течения. При длительном воз­действии этих процессов происходят дифференциация наносов на дне, по­перечное (относительно береговой ли­нии) перемещение наносов в ту или иную сторону по профилю дна, вы­работка профиля равновесия. При­донные возвратно-поступательные волновые движения обычно при пре­обладании общей длительности в сторону моря по скоростям сущес­твенно выше в направлении уреза. Это означает, что крупные частицы, имеющие относительно большее зна­чение сдвигающей скорости, будут двигаться к берегу, а легкие — вниз по склону.

На первых стадиях процесса по­перечное перемещение наносов зави­сит от параметров волн._Однако по мере перестройки дна создаются но­вые уклоны на разных глубинах, что заставляет по-новому деформи­роваться и разбиваться волну. Если подводный склон сложен грубыми наносами, то образуется крутой близ уреза вогнутый профиль и разруше­ние волны происходит на коротком расстоянии у самого берега. Напро­тив, подводный береговой склон из мелкого песка бывает исключитель­но отлогим, и деформированная вол­на проходит длинный путь, много­кратно забуруниваясь.

Взаимодействие асимметричных волновых движений, Неточных тече­ний и силы тяжести приводит к тому, что поперечное перемещение частиц различной крупности проис­ходит на подводном склоне с раз­личной скоростью и в противополож­ных направлениях. При крутой ис­ходной поверхности дна (уклон > 0,03) наносы обычно оттягиваются к основанию подводного склона (преобладает значение силы тяже­сти). При малых уклонах дна (уклон < 0,01) обломочный материал (нано­сы волнового поля размерностью бо­лее 0,05 мм) выбрасывается на берег, образуя надводные аккумулятивные террасы или береговые бары. Чаще всего на аккумулятивных берегах при определенных сочетаниях укло­нов и параметрах волн в процессе выработки профиля равновесия про­исходит дифференциация наносов, при которой более крупные частицы выбрасываются на берег, а более мелкие перемещаются вниз за пре­делы подводного берегового склона.

Разбитая волна создает на грани­це берега и подводного берегового склона прибойный поток, под дей­ствием которого образуются накопле­ния наносов в виде пляжей. Их зна­чение в общей динамике берега трудно переоценить. Они являются элементарными аккумулятивными формами, которые дают начало все­му семейству сложных и своеобраз­ных надводных аккумулятивных форм береговой зоны. На абразион­ных берегах пляжи, являя собой ча­сто весьма временное, эфемерное об­разование, служат естественными гасителями энергии волн и надеж­ными защитниками берега от раз­мыва.

Один из самых интересных и важ­ных процессов береговой зоны — процесс перемещения наносов волно­вого поля вдоль берега. При подходе волн под острым углом к береговой линии массы воды, перемещаемые ими, а также нагоняемые ветром, образуют вдольбереговые течения, проникающие до самого дна. Эти течения обычно переносят вдоль бе­рега по дну огромные массы мел­козернистых наносов. Донные вдоль-береговые перемещения наносов про­исходят в зоне забурунивания волн на отмелом песчаном подводном склоне. Крупные наносы (валуны, галька, гравий, ракуша) перемеща­ются только под действием волнений по берегу вдоль уреза способом, опи­санным еще в 1908 г. академиком В. А. Обручевым.

Происходит это таким образом. Волна, вернее, прибойный поток ча­сто вкатывается на пляж под неко­торым углом. Вместе с потоком вверх и в сторону направления волны (од­на из составляющих направлена вдоль берега) на пляж вкатываются частицы наноса. Волна, а с ней ча­стица скатываются обратно под дей­ствием силы тяжести по направле­нию, перпендикулярному берегу. Следующая волна вновь перемещает частицу вверх-вниз и немного вдоль берега. При постоянных однонаправ­ленных волнениях частицы пере­двигаются вдоль берега на большие расстояния. Массовое перемещение наносов вдоль берегов получило на­звание в литературе вдольберегового потока наносов. Потоки наносов воз­никают в тех случаях, когда на бе­регу или на дне имеются достаточ­ные запасы обломочного материала (или он постоянно поступает из рек, или в результате размыва береговых уступов, абразии) и когда годовая равнодействующая волнового режи­ма ориентирована под острым углом (оптимальный угол1? близок к 45°) к линии берега. В тех случаях, ког­да волновая энергетическая равно­действующая меняет свое направле­ние, происходит двухсторонняя миг­рация наносов то в одну, то в дру­гую сторону. ,

Вдольбереговые потоки наносов по своей протяженности могут дости­гать сотен и даже тысяч километров и перемещать миллионы кубометров наносов в год. При изменениях угла подхода волн к берегу (изменения очертаний береговой линии и на­правления волновой равнодейству­ющей), уменьшении энергии волне­ния часть наносов «выпадает» из потока, аккумулируется у берега, об­разуя разнообразные аккумулятив­ные береговые формы: косы, стрел­ки, наволоки, пересыпи и т. п.

Береговые аккумулятивные фор­мы — важнейший элемент береговой зоны. Они хорошо отражают все из­менения динамики берега, их изу­чение позволяет расшифровать ста­дии развития берегов, прогнозиро­вать ожидаемые их изменения. В литературе аккумулятивные формы береговой зоны описаны очень под­робно, имеется несколько их класси­фикаций, из которых наиболее пол­ная дана В. П. Зенковичем (1962).

Большинство аккумулятивных форм береговой зоны создано в ре­зультате сочетания продольного и поперечного перемещения наносов. Однако в тех или иных гидродина­мических условиях тот или иной тип движения может преобладать.

Для динамики современной бере­говой зоны океанов характерно по­ступление обломочного материала с подводного склона к берегу (попереч­ное движение). В настоящее время это один из основных процессов раз­вития береговой зоны, имеющий планетарное значение. Благоприят­ными условиями для него являются наличие больших запасов отложив­шегося в ледниковое время обломоч­ного материала в верхней части шельфа и волновой режим океан­ских берегов.

Динамика океанских берегов опре­деляется воздействием на них длин-нопериодных волн зыби. Проходя над широкой зоной подводного бере­гового склона, длиннопериодные вол­ны испытывают рефракцию и пово­рачивают фронтом к берегу, вызы­вая массовые поперечные движения наносов к суше. Этот процесс не спо­собствует образованию постоянных вдольбереговых потоков наносов.

Крупные по размаху миграции наносы и мощные вдольбереговые потоки более характерны для внут­ренних морей, т. е. областей, где господствуют короткопериодные штормовые волны. Соответственно на океанских берегах развиты примк­нувшие аккумулятивные формы, террасы и бары, а во внутренних морях — свободные аккумулятивные формы (косы, стрелки, аккумулятив­ные выступы).

Наряду с аккумулятивными типа­ми берегов немалое распространение имеют абразионные. Процесс абра­зии, как отмечалось выше, развива­ется в условиях приглубого берега. Волны разрушают коренные берега, воздействуя на них ударом водной массы. Особенно интенсивна абра­зия, если волна перемещает по дну и выбрасывает к подножию берего­вого уступа обломочный материал. Галька и другие обломки в этом случае действуют подобно абразиву, во много раз увеличивая скорость разрушения пород.

В процессе абразии в береговой зоне возникают выше уреза берего­вой обрыв — клиф и примыкающая к его подножию пологонаклонная, а иногда и плоская абразионная платформа — бенч. Вследствие неод­нородности коренных пород подвод­ного склона и берега образуется мно­го вторичных, весьма эффектных форм размыва — прибойные ниши и гроты, котлы высверливания, ке-куры, гряды и т. п.

В ходе развития абразионного про­цесса клиф отступает в сторону су­ши, а бенч расширяется, превра­щаясь в широкую абразионную под­водную террасу. В отличие от вог­нутого аккумулятивного профиля подводного склона абразионные бе­рега, как правило, имеют выпуклый профиль. При большей ширине аб­разионной террасы волновая энер­гия, равномерно расходуясь, посте­пенно гасится, процесс абразии за­медляется и при предельной ширине террасы гасится вовсе. В таких слу­чаях клифы отмирают, у их подно­жия начинают накапливаться нано­сы. В этой стадии берег из абрази­онного может превратиться в акку­мулятивный.

Процессу расширения подводных абразионных террас и отмирания клифа способствует обычно относи­тельное вертикальное поднятие побе­режья. Напротив, при прочих рав­ных условиях, при относительных погружениях суши абразия по­стоянно активизируется. Длительное поднятие суши приводит в конечном итоге к тому, что подводная абрази­онная терраса осушается и превра­щается в надводную, а цикл абра­зионного воздействия на берег возоб­новляется с новой силой.

Абразионно-аккумулятивный про­цесс, являясь главным процессом бе­реговой зоны, оказывает большое влияние на эволюцию всего контура берега. Эволюция плановых очерта­ний береговой линии в общем случае ведет к выравниванию первона­чально изрезанных бухтовых бе­регов.

Выравнивание бухтовых берегов происходит в результате срезания при абразии мысов и заполнения наносами или отчленения бухт пере­сыпями и барами. При этом возни­кают различные варианты эволюци­онного развития береговой линии в зависимости от устойчивости гор­ных пород, слагающих берег, от уг­лов наклона дна у мысов и в бух­тах, от количества обломочного ма­териала, поставляемого реками или образующегося при абразии.

Однако в природе берега, как пра­вило, редко достигают выровненного контура. На протяжении тысячеле­тий первоначально сильно расчле­ненные побережья остаются бухто-выми. Дело в том, что, как показано выше, абразия, особенно в условиях коренных пород, достаточно быстро достигает стадии угасания. Это про­исходит в результате образования у берега широких абразионных тер­рас, где гасится волновая энергия. В настоящее время такой стадии до­стигли очень многие побережья ми­ра. В отдельных случаях вследствие нарастания у подножия отмерших клифов аккумулятивных террас, на­против, происходит вторичное рас­членение береговой линии.

О достаточной устойчивости конту­ров береговой линии свидетельству­ет, в частности, длительное сущест­вование в океане сравнительно не­больших островов неправильных очертаний. Вместе с тем острова, осо­бенно сложенные рыхлыми порода­ми, при благоприятных условиях быстро приобретают округлую фор­му.

В этом разделе мы очень коротко охарактеризовали основные законо­мерности динамики береговой зоны океанов. В настоящее время по этим вопросам изданы крупные моногра­фии советских и иностранных уче­ных, где особенности современной динамики берегов разобраны с достаточной подробностью и проил­люстрированы множеством при­меров.

К числу основных трудов по проб­леме относятся работы В. П. Зенко-вича (1946, 1962), О. К. Леонтьева (1961), В. В. Лонгинова (1963) и многих других.

Типы берегов Мирового океана

Развитие в береговой зоне океанов абразионно-аккумулятивного про­цесса в различных физико-географи­ческих и геологических условиях приводит к достаточно большому разнообразию типов берегов. Еще большее разнообразие в строении бе­реговой зоны вносят различные не­волновые факторы (биогенные, хемо-генные, связанные с проявлениями мерзлоты и др.). В зависимости от конкретных условий берегоформи-рующие процессы протекают с не­одинаковой скоростью, приводят к неоднозначным результатам.

Эволюция любого типа рельефа обычно рассматривается с какого-то первоначального этапа. Таким первоначальным этапом в развитии берегов является конец послеледни­ковой гляциоэвстатической транс­грессии океана. Как известно, в период последнего оледенения верх­няя часть шельфа была осушена и береговая линия океанов находи­лась примерно на 100 м ниже современной. Послеледниковая

(фландрская) трансгрессия нача­лась 17 тыс. лет назад, и только около 6 тыс. лет назад береговая линия стала гипсометрически близ­кой своему современному положе­нию. Во время трансгрессии был за­топлен расчлененный рельеф суши. Этот рельеф лишь 6 тыс. лет назад начал перерабатываться морем на уровне современной береговой ли­нии. Таким образом, современная бе­реговая зона возникла и эволюцио­нировала в изумительно короткое геологическое время — в течение 6 тыс. лет. За это время береговая зона в некоторых районах эволюциониро­вала от типов первичных берегов, совсем не измененных морем, до от­мерших форм, находящихся в ста­дии геоморфологической зрелости. В то же время на картах мира не­малое место занимают берега, до сих пор сохраняющие первичные очер­тания. Все разнообразие типов бере­гов земного шара, их эволюционные стадии наиболее полно иллюстриру­ют различные классификации. Од­ной из признанных классификаций типов берегов является классифика­ция, специально разработанная для Физико-географического Атласа Ми­ра. В этой классификации (см. табл. 3) в одну из трех основных групп типов берегов объединены «берега, сформированные субаэральными (т. е. наземными) и тектоническими процессами и мало измененные мо­рем» (Ионин А. С, Каплин П. А., Медведев В. С, 1961). Эта группа включает геоморфологически юные берега, рельеф которых не перерабо­тан морем. Среди них различаются первично расчлененные и первично ровные берега. Обе подгруппы типов берегов в процессе развития преоб­ражаются в «берега, формирующие­ся волновыми процессами». Различ­ные типы берегов, развивающиеся под действием волн, мы определяем также по характеру расчленения бе­реговой линии и в зависимости от преобладания в их динамике того или иного процесса (абразия или аккумуляция), создающего рельеф берега. Анализ этой группы типов берегов помогает уяснить генетиче­ские связи между различными ти­пами берегов.

Наиболее молодые — абразионные бухтовые берега (см. табл. 3, тип 19). Они находятся как бы на второй стадии развития, эволюционируя от первично расчлененных, сформи­рованных субаэральными и текто­ническими процессами, к выравни­вающим берегам. В первой стадии своего развития это были лиманные, риасовые или, возможно, коралловые и им подобные берега, мало изме­ненные волновыми процессами. В ходе эволюции на таких берегах по­являются все более яркие абразион­ные формы рельефа, и, наоборот, формы субаэрального расчленения отступают на второй план. Вырав­нивание береговой линии происхо­дит здесь путем срезания мысов и заполнения вершин бухт рыхлым материалом. Постепенно подобный тип берега вследствие аккумуляции и создания различных примкнув­ших и свободных аккумулятивных форм может стать выравнивающим­ся абразионно-аккумулятивным бухтовым (табл. 3, тип 20). При создании замкнутых аккумулятив­ных форм возникает выровненный абразионно-аккумулятивный берег (тип 22).

Примером подобного типа берега могут служить берега Чукотского по­луострова и Корякского нагорья с их фиордами, отчлененными от моря на линии входных мысов мощными песчано-галечными пересыпями.

Лиманные берега из выравниваю­щихся абразионных и абразионно-аккумулятивных бухтовых обычно эволюционируют в лагунные выров­ненные и в лиманно-лагунные (ти­пы 23 и 24). Этот процесс проис­ходит в результате создания пересы­пей из рыхлого материала, посту­пающего от абразионных участков, разделяющих отдельные лиманы, или при образовании у берега бара. В первом случае пересыпь отчленяет только акватории лиманов, а уча­стки суши, их разделяющие, про­должают развиваться по абразион­ному пути. Подобный тип берега, так же как и берег с отчлененными фиордами, следует отнести к выров­ненным абразионно-аккумулятив­ным (тип 22). При создании же бара часто отшнуровываются от моря не только акватории лиманов, но и аб­разионные участки, их разделяю­щие. В этом случае берег следует называть выровненным аккумуля­тивным. Видимо, хорошим примером подобного типа берега является ли-манно-лагунный берег восточных штатов США.

Возможен и другой путь развития абразионных бухтовых берегов. В ходе активной абразии при уносе обломочного материала на дно или на соседние участки такой берег мо­жет выравниваться без создания ак­кумулятивных форм и стать выров­ненным абразионным (тип 21). Од­нако при выработке достаточно ши­рокой подводной террасы у подно­жия клифа выровненного берега воз­никает сначала широкий пляж, а затем аккумулятивная терраса. Та­кие берега с отмершим клифом и причлененной современной морской террасой (тип 24) существуют на островах Новая Земля, на Коряк­ском нагорье, на Сахалине.

В отдельный класс выделяются вторично расчлененные берега. Это геоморфологически зрелые берега, прошедшие длительный путь разви­тия. Вторичное расчленение берего­вой линии может возникнуть при эволюции различных типов берегов, в том числе и выровненных. Так, выровненные абразионные и абрази-онно-аккумулятивные берега (типы 21 и 22) при определенных услови­ях (в результате образования азо­вских кос) переходят в стадию вто­рично расчлененных абразионно-аккумулятивных (тип 26). Вторич­ное расчленение происходит и при истощении потоков наносов или при прекращении подачи материала со дна на выровненных аккумулятив­ных и абразионно-аккумулятивных берегах. В этом случае происходит размыв пересыпей, отчленяющих фиорды, лиманы и другие аквато­рии, или баров, отшнуровывающих лагуны, и формируются вторично расчлененные или абразионно-акку-мулятивные берега (типы 26 и 27). Естественно, что подобные процессы протекают наиболее эффективно при резких изменениях физико-геогра­фических и геологических усло­вий — усилении размыва, измене­нии знака или скорости вертикаль­ных движений береговой линии, по­следовательном вхождении в сферу размыва склонов различного геоло­гического строения и т. д. Однако и в ходе нормального развития в течение длительного времени может, по-видимому, происходить вторичное расчленение береговых линий раз­личных типов берегов. В ходе эво­люции не всегда, конечно, те или иные типы берегов проходят весь цикл развития. Из описанного эво­люционного ряда (первично расчле­ненный — выравнивающийся — вы­ровненный — вторично расчленен­ный) могут выпадать отдельные звенья. Например, фиордовые пер­вично расчлененные берега при не­прерывном поднятии суши или опускании уровня моря нередко ста­новятся вторично расчлененными, минуя стадию выровненных берегов, т. е. усложняют свой контур в ре­зультате образования на мысах ши­роких аккумулятивных террас или выхода из-под уровня моря подвод­ных абразионных террас. Абразион­ные бухтовые берега (тип 19) могут испытать вторичное расчлене­ние, минуя стадию выравнивания. Первично ровные (складчатые ров­ные и сбросовые ровные, типы 9 и 10) берега развиваются так же, как и выровненные абразионные, или же могут в зависимости от геологическо­го строения постепенно усложнять свой контур. Первично ровные бере­га очень редко проходят стадии аб-разионно-аккумулятивных и акку­мулятивных, хотя теоретически можно предположить и такой слу­чай. Дело в том, что формированию подобных типов берегов из первично ровных обычно препятствует значи­тельная приглубость последних.

Берега второй группы классифи­кации, формирующиеся преимущес­твенно под действием неволновых процессов, очевидно, тоже имеют ряд эволюционных типов. Однако они еще очень плохо изучены, имеют ог­раниченное распространение и по­этому пока не включены в класси­фикацию. Вероятно, развиваясь, подобные типы берегов в определен­ных условиях приобретают черты берегов третьей группы, главным фактором развития которых стано­вятся волны. Такой случай возмо­жен, например, при отмирании ко­ралловых построек или дельт. Под действием волнения эти типы бере­гов преобразуются в абразионные и абразионно-аккумулятивные и развиваются уже в обычном для них направлении.

Основные этапы развития береговой зоны в голоцене

При рассмотрении процессов разви­тия береговой зоны за длительный период первостепенное значение приобретают колебания уровня Ми­рового океана эвстатического харак­тера и тектонические движения су­ши. Их сложное соотношение опре­деляет интенсивность береговых про­цессов, и в конечном итоге от них зависит эволюция морских и океан­ских побережий. Поэтому развитие абразионно-аккумулятивного про­цесса следует рассматривать в исто­рическом плане на фоне колебаний уровня Мирового океана. Исключи­тельно большое значение для фор­мирования осадков и рельефа шель­фа имела, как уже неоднократно указывалось, последняя (голоцено-вая) эвстатическая трансгрессия оке­ана, которую часто называют фландрской.

Начало позднепослеледниковой трансгрессии совпадает с временем отступания ледников в Европе и Америке (18—17 тыс. лет назад). Она делится на два этапа: верхне­плейстоценовый (17—6 тыс. лет на­зад) — период быстрого подъема уровня со скоростью 9 м за 1 тыс. лет; голоценовый (от 6 тыс. лет на­зад до наших дней) — период по­степенного замедления подъема уровня от 4 до 1 м за 1 тыс. лет (см. рис. 69).

По данным большинства исследо­вателей, во время послеледниковой фландрской трансгрессии уровень океана находился 18 тыс. лет назад на глубине 100 м, 15 тыс. лет назад на отметках около 80 м, 10 тыс. лет назад — 30 м, 8 тыс. лет назад — 20 м, 6 тыс. лет назад — 6—0 м (рис. 73). В результате резкого под­нятия уровня в первый период транс­грессии предгорные равнины и об­ширные пространства низменностей были затоплены и превращены в шельфы, окружающие бассейны со­временных морей и океанов.

В главе 9 говорилось, что гляцио-эвстатические трансгрессии плейсто­цена сочетались с общим поднятием суши. В целом же кайнозое преоб­ладало регрессивное падение уровня океана, связанное с тектоническими поднятиями основных структур кон­тинентов. Эти поднятия происходи­ли в течение всего плейстоцена, и в частности в верхнем плейстоцене

Таблица 3

Морфогёнетическая классификация ти­пов морских берегов (по Ионину, Капли-ну, Медведеву, 1961)

Группа	Тип	Общепринятое название
I. Берега, сформированные	А. Первичнорасчлененные
субаэральными и текто-	берега
ническими процессами и	1 -тектонические	Далматинский, сбросово-
малоизмененные морем '		бухтовый
	2-эрозионные	Лиманный, эстуариевый
	3 -эрозионно-тектониче-
	ские	Риасовый
	4-ледниково-тектониче-
	ские	Фиордовый, фиардовый
	5 -ледниково-эрозионные	Фиордовый
	6-экзарационные и ледни-
	ково-аккумулятивные	Шхерный, фиордовый
	7-вулканические	Вулканический (кратер-
		ный)
	8-эоловые	«Аральского» типа
	Б. Первичноровные берега
	9-складчатые
	10-сбросовые
II. Берега, формирующиеся	А. Потамогенные берега
преимущественно под	11-дельтовые	Дельты
действием неволновых	12-аллювиальных равнин
факторов	Б. Приливные берега
	13-ваттовые	Лайденные, маршевые
	В. Биогенные берега
	14-коралловые	Коралловые
	15-мангровые	Мангровые
	Г. Термоабразионные
	берега
	16-термоабразионные
	в рыхлых четвертич-
	ных толщах	Термоабразионные
	17-ледяные	То же
	Д. Гравитационные берега
	18 -денудационные
III. Берега, формирующиеся	А. Выравнивающиеся ,
преимущественно волно-	берега
выми процессами	19-абразионные бухтовые .	Зубчатые
	20-абразионно-аккумуля-
	тивные бухтовые
	Б. Выровненные берега
	21-абразионные	Абразионные
	22-абразионно-аккумуля-
	тивные бухтовые
	23-аккумулятивные	Лагунные и лиманно-
	24-аккумулятивные с от-	лагунные
	мершим клифом и при-
	члененной современной
	морской террасой
	В. Вторичнорасчлененные
	берега
	25-абразионные бухтовые
	26-абразионно-аккумуля-
	тивные бухтовые
	27-аккумулятивные бухто-
	вые	«Азовского» типа

и голоцене. Особенно интенсивно поднимались и поднимаются припо­лярные области, что связано с изос-тазией и сводовыми поднятиями древних Балтийского, Британского и Канадского щитов, а также с под­нятиями областей современного оле­денения (Шпицберген, Земля Фран­ца-Иосифа, Гренландия).

Скорость поднятия центральных районов щитов достигала в началь­ные периоды послеледниковья 50 м (Канада), 45 м (Фенноскандия) за 1 тыс. лет (рис. 74), а в совре­менную эпоху она снизилась до 9 м за 1 тыс. лет. Примерно такими же цифрами характеризуются ско­рости поднятия современных обла­стей оледенения. Поднятие Земли Франца-Иосифа имело максималь­ную скорость 50—60 м за 1 тыс. лет 10—8 тыс. лет назад и уменьшилось до 2 м за 1 тыс. лет после времени климатического оптимума.

Скорости тектонических поднятий большинства побережий Мирового океана, удаленных от центров оле­денения, много меньше и не пре­вышают 1—4 м за 1 тыс. лет.

Таким образом, анализ хода пос­леледниковой трансгрессии и харак­тера тектонических движений суши позволяет обоснованно высказать гипотезу о том, каким образом соче­тались эти два мощных фактора в интересующее нас геологическое время.

В первый период развития после­ледниковой трансгрессии, когда ско­рость подъема уровня океана достиг­ла 9 мм в год, поднятия суши пол­ностью компенсировались и океан затоплял прибрежную сушу. Ис­ключение составили лишь очень не­многие районы изостатических под­нятий (Шпицберген, Земля Франца-Иосифа), где скорость воздымания суши на всех этапах послеледнико­вого развития была большей, чем скорость трансгрессии.

На втором этапе трансгрессии, когда скорость ее замедлилась до 1 мм в год, на побережьях стали проявляться тектонические подня­тия, скорость которых стала превос­ходить скорость подъема уровня. В зависимости от соотношения скоро­стей трансгрессии со скоростями поднятия последние в разных рай­онах начали морфологически прояв­ляться в разное время. В наиболее активных областях (Южная Амери­ка, Советское Приморье) это про­изошло 5—2 тыс. лет назад. Морфо­логическим выражением такого про­цесса явились молодые, так назы­ваемые фландрские террасы. Разли­чие в скоростях поднятия разных районов побережий определило боль­шую разновозрастность (от 1 до 5 тыс.) и разновысотность (от 1 до 10 м) фландрской террасы. В обла­стях медленных тектонических под­нятий или региональных прогиба­ний до настоящего времени транс­грессия, по-видимому, протекает с равной или большей скоростью, чем поднятия суши, и поэтому в таких областях уровень «фландрской тер­расы» отсутствует, а на побережьях регистрируются относительное по­гружение дна или стабильность.

В свете такого понимания хода сложного изменения уровня океана можно рассмотреть вопрос об этапах формирования береговых форм рель­ефа, отдельных типов берегов, раз­витие абразионно-аккумулятивного процесса.

На первом этапе трансгрессии почти повсеместно затоплялись

предгорные береговые равнины, и по­этому абразионные формы рельефа, видимо, возникали в пределах этих равнин лишь на отрезках крутых уклонов. При стремительном темпе трансгрессии происходила выработ­ка элементов абразионных плат­форм, ограниченных со стороны су­ши невысокими клифами, которые, не успев пройти полный цикл раз­вития, за достаточно короткий пери­од затоплялись трансгрессирующим морем и захоронялись под толщей рыхлых отложений.

В литературе по строению шельфа редко встречаются указания на на­ходки подводного абразионного рель­ефа. Известны лишь описания таких форм на Каспийском море, у Запад­ной Камчатки, на Балтийском море. Гораздо чаще встречаются описания субаэральных и морских аккумуля­тивных форм. По-видимому, это не случайно. Редкие находки подвод­ных абразионных форм на шельфе подтверждают предположение о том, что в начальный период трансгрес­сии абразионный рельеф не получил широкого распространения. Абрази­онные формы рельефа могли возни­кать у подножия отвесных и почти отвесных горных склонов в период, когда море достигало их нижних частей. Даже в самых плотных по­родах при постоянной бомбардиров­ке скал обломочным материалом могли образовываться эффектные абразионные формы рельефа (рис. 75). Однако при быстрой трансгрес­сии подножия таких склонов быстро подтоплялись, выводились из зоны волнового воздействия на глубину, и абразия при почти отвесном скло­не в отсутствие обломочного мате­риала, сваливающегося на глубину, фактически прекращалась. Имея в виду, что подобные участки берега обычно сложены устойчивыми по от­ношению к размыву породами, мож­но сделать вывод, что в настоящее время они законсервированы и встречающиеся здесь абразионные формы являются реликтовыми.

В конце первого этапа трансгрес­сии произошло ее замедление. Ско­рость на втором этапе развития упа­ла до 2—4 м за 1 тыс. лет.

Начало второго этапа трансгрес­сии (6—5 тыс. лет назад) совпадает с временем активного развития в пределах современной береговой зо­ны процессов абразии, что связано с энергичной переработкой волнами вновь затопленных пространств, вы­работкой профилей подводного бере­гового склона, выравниванием кон­тура береговой линии. На многих участках в зону волнового воздей-