Лекция 7. Современные эндогенные процессы и их роль в развитии береговых природных комплексов

1. Древняя береговая линия на суше и на шельфе. Наряду с современными формами в прибрежной полосе суши и морского дна встречаются различные реликтовые, древние, формы берегового рельефа, образованные при более низком или более высоком, чем современный, уровне моря. Изменения уровня моря в плиоцен-четвертичное время происходили за счет изменения количества воды в Мировом океане в связи с чередованием ледниковых периодов и межледниковий. На основании подсчетов объемов ледников было убедительно показано, что в межледниковья уровень океана повышался не более чем на 10 м над современным, а во время ледниковых эпох его понижение могло происходить на 100-120 м ниже современного. Следовательно, если мы обнаруживаем где-либо плейстоценовые береговые формы, расположенные выше 10-метровой изогипсы или ниже 120-метровой изобаты, то их гипсометрическое положение обусловлено тектоническими движениями земной коры.

Комплексы абразионных и аккумулятивных береговых форм рельефа и прибрежных типов отложений, прослеживаемые выше или ниже современного уровня моря, называют древними береговыми линиями. При этом «поднятыми» береговыми линиями называют те, которые находятся сейчас выше, чем современная береговая линия. Они, естественно, изучены лучше, чем «погруженные», т.е. затопленные, находящиеся в настоящее время под водами Мирового океана.

Д.Д. Бадюковым проведена систематизация признаков древних береговых линий, которые им подразделяются на морфологические, литологические и биогенные.

К морфологическим признакам отнесены клиф, бенч, волноприбойные ниши, котлы высверливания, формы прибрежного растворения известняков, все береговые аккумулятивные формы.

К литологическим признакам относятся отложения пляжа, бич-рок (своеобразная порода – результат молодой цементации пляжевых отложений), оолитовые пески (оолиты – зерна химически выпавшей из раствора извести, формируются только на малых глубинах), отложения осушек и маршей, лагунные отложения.

К биогенным признакам относятся ископаемый торф, раковины моллюсков, рифообразующие кораллы. По этим биогенным образованиям при помощи радиоуглеродного метода можно определить абсолютный возраст древних береговых линий.

Морфологически «поднятые» береговые линии чаще всего выражены в виде так называемых морских террас. Обычно морской террасой называют некоторую наклонную или слабо наклонную поверхность морского генезиса с прилегающим к ней уступом, одновозрастным с этой поверхностью; со стороны моря такая терраса также ограничена уступом, который является более молодым и одновозрастным с нижележащей террасой. Можно различать несколько типов террас в зависимости от их морфологии и происхождения. Наиболее общим разделением их можно считать на береговые и донные террасы.

Береговые террасы представляют собой по преимуществу древние надводные формы, выраженные серией береговых валов, т.е. это береговые аккумулятивные формы, образовавшиеся при ином по сравнению с современным относительном положении уровня моря. Морской генезис такой формы легко устанавливается по составу осадков и обычно содержащейся в них макро- и микрофауне. Установлению морского происхождения осадков способствует также изучение микрофлоры (например, морских видов или родов диатомовых). Однако высотное положение береговой линии, при котором формировалась эта терраса, может быть определено в большинстве случаев лишь приблизительно. Если речь идет о бесприливном море, то можно считать, что на умеренно приглубом берегу превышение берегового вала над уровнем воды в море может составлять до 2 м, следовательно, высота уровня, при котором формировалась данная терраса, должна примерно равняться высоте ее поверхности минус 2 м.

Чаще исследователь встречается с донными террасами, которые представляют собой сочетание береговой формы, выраженной в виде клифа, и участка бывшего подводного склона. Нередко наблюдается серия или лестница таких террас. В каждой из них различаются следующие элементы: тыловой шов, уступ, поверхность, бровка террасы.

В зависимости от того, каково геологическое строение террасы, можно различать

террасы аккумулятивные (полностью сложенные рыхлыми морскими осадками, геологически одновозрастными ее поверхности),

цокольные (только верхняя часть разреза террасы сложена морскими одновозрастными ей отложениями),

коренные, или абразионные (терраса целиком выработана в породах старше ее по возрасту).

Для выяснения истории развития рельефа морского побережья представляет интерес задача прослеживания террас вдоль берега, т.е. возникает необходимость сопоставления высот террас, выявленных исследователями на разных поперечниках.

Высоту террасы следует определять по высоте ее тылового шва, т.е. подножия одновозрастного с ней уступа, так как в большинстве случаев он соответствует положению береговой линии во время образования поверхности террасы. Неправильно определять высоту террасы по ее бровке, так как в зависимости от того, насколько была разрушена данная терраса во время формирования более молодой, располагающейся ниже ее террасы, отметки на бровке одной и той же террасы на разных ее поперечниках могут сильно различаться.

Затопленные древние береговые линии также различают прежде всего по их батиметрическому положению. При этом допускается, что встреченные на соседних профилях на одной и той же глубине древние береговые линии идентичны, т. е. одновозрастны. Это допущение по возможности проверяется и по другим признакам, например таким, как состав отложений, слагающих береговые формы, состав и возраст встреченной в них фауны, абсолютный возраст и др. Если мы построим график изменений высот террас вдоль какого-либо участка побережья, то получим чертеж, который называют спектром террас. На таком графике нетрудно выделить участки побережья, испытавшие со времени образования террасы большие или меньшие поднятия или опускания, или же установить стабильность тектонических условий на данном отрезке побережья.

В течение нескольких последних десятилетий одним из дискуссионных был вопрос о характере и масштабах послеледниковой трансгрессии.

Трансгрессия океана, вызванная таянием покровных ледников последнего (валдайского, вюрмского, висконсинского) оледенения, называется позднепослеледниковой, или фландрской. Во время оледенения уровень Мирового океана в результате того, что около 35 млн км³ его вод было законсервировано в ледниковых покровах, был ниже современного на 90-100 м (по мнению некоторых исследователей – на 130 м). При таянии и отступании покровных ледников Европы и Америки 18-17 тыс. лет назад уровень океана начал подниматься, при этом затоплялись пространства современного шельфа. Название «фландрская трансгрессия» предложено Дж. Дебуа, исследовавшим низкие террасы северного побережья Франции и Бельгии. В настоящее время намечается тенденция сделать этот термин общеупотребительным по отношению к последней послеледниковой трансгрессии.

Фландрская трансгрессия разделяется на два этапа: верхнеплейстоценовый (17-6 тыс. лет назад) – период быстрого подъема уровня со скоростью 9 м в тысячелетие, голоценовый (от 6 тыс. лет назад до наших дней) – период постепенного замедления подъема уровня от 4 до 1 м в тысячелетие или его колебаний относительно современного нуля глубин. Характер трансгрессии во время первого этапа не вызывает сомнений у большинства исследователей: она развивалась стремительно и затапливала верхнюю часть современного шельфа. Вероятно, существовали этапы ускорения и замедления подъема уровня океана.

Относительно изменений уровня океана последние 6 тыс. лет недавно существовали два основных мнения:

1) уровень океана медленно и непрерывно повышался, асимптотически приближаясь к современному положению, которого он достиг лишь совсем недавно и никогда не поднимался выше его (Ф. Шепард);

2) уровень моря впервые достиг современного положения 6 тыс. лет назад и с тех пор подвергался небольшим положительным и отрицательным колебаниям. Р. Фейрбридж считает, что уровень океана 5,0 и 3,7 тыс. лет назад превышал современный на 3-4 м. Соответственно эти пики фландрской трансгрессии получили название древней и молодой перонских стадий. После ряда мелких осцилляции 2,3 и 1,2 тыс. лет назад уровень вновь поднимается до отметки 1,5 м (соответственно стадии абролхос и роттнест).

Однако исследования последних лет, проведенные по проектам Международной программы геологической корреляции, позволили более полно изучить процесс распределения талых ледниковых вод по поверхности Мирового океана. По модели, разработанной Дж. Кларком, У. Фаррелом и У. Пельтье, перераспределения масс воды и льда на поверхности Земли вызывают региональные изменения гравитационного потенциала и приводят к различному по амплитуде поднятию уровня океана. Этими авторами выделено несколько зон с неодинаковыми изменениями уровня в голоцене.

Сравнения теоретической количественной модели с фактическими данными по фландрской трансгрессии в целом подтверждают выводы Дж. Кларка с коллегами. Такое сравнение на основании компьютерного анализа многочисленных радиоуглеродных дат проводилось В. Ньюманом. Построенные по датам кривые изменения уровня океана за 6 тыс. лет в различных районах сильно различаются: в умеренных широтах северного полушария трансгрессия не превышала современный уровень океана, что согласуется с известной общепланетарной кривой Ф. Шепарда, а в южном полушарии уровень океана в то же время колебался около современного положения, как было показано в свое время Р. Фейрбриджем. Подтверждение расчетов, сделанных по модели, было получено и Д. Д. Бадюковым, который на основании фактических данных выделил шесть районов Мирового океана, совпадающих с теоретически рассчитанными зонами различного по амплитуде подъема уровня талых ледниковых вод.

На изменения уровня моря во время фландрской трансгрессии, имевшей гляцио-эвстатическую природу, накладывались новейшие тектонические деформации побережий, изостатические поднятия районов древнего и современного оледенения, сильные штормовые нагоны и т. п. Поэтому анализ морфологических индикаторов трансгрессии сложен и требует комплексного подхода.

Фландрская трансгрессия имела огромное влияние на формирование шельфа и побережий. Благодаря тому, что в период трансгрессии береговая зона мигрировала вверх по шельфу, в толщу его осадков оказались закономерно включены субаэральные и береговые образования. Современная береговая линия начала развиваться только после того, как уровень океана достиг близких современному нулю глубин отметок. С этой точки зрения можно считать, что возраст современной береговой линии – 6 тыс. лет и она является продуктом фландрской трансгрессии.

2. Вертикальные движения и морские берега. На вертикальные движения поверхности прибрежной суши накладывается общее для всех берегов океана эвстатическое (медленные («вековые») колебания уровня Мирового океана, вызываемые изменением общего объёма его воды. Одна из причин эвстатических колебаний — таяние покровных ледников на материках) повышение уровня Мирового океана. Гидрологи определили скорость этого процесса: оказалось, что по наблюдениям по футштокам за период 1924-1964 гг. уровень повышается ежегодно в среднем на 2,3 мм. Если же судить о скоростях поднятия уровня за последнее тысячелетие, то оно составляет около 1 мм/год. Там, где происходит абсолютное погружение берега, эвстатическое повышение уровня усиливает относительный эффект погружения; там, где происходит тектоническое поднятие берега, эвстатическое повышение уровня либо ослабляет, либо нейтрализует его эффект.

Поскольку практический интерес представляет вопрос, затопляется или осушается берег, то целесообразно говорить именно об относительных вертикальных движениях берегов, т.е. о суммарном эффекте тектонических, изостатических и эвстатических движений. Наши исследования показали, что из 238 футштоков мира лишь немногие расположены в тектонически стабильных условиях, т.е. и футштоки в основной своей массе показывают не абсолютные, а относительные изменения уровня Мирового океана.

Количество футштоков не столь велико, чтобы только по их показаниям можно было судить о современных относительных вертикальных движениях берегов Мирового океана. С меньшей точностью, в известной мере гипотетически, такие представления можно получить исходя из того, что тому или иному типу вертикальных движений берега соответствует тот или иной геоморфологический тип берега. Специальное исследование этого вопроса показало, что аккумулятивные, в особенности лагунные, берега наиболее типичны для погружающихся берегов; выровненные абразионные и абразионно-аккумулятивные – для стабильных в тектоническом отношении берегов; слабо изменены морем берега, испытывающие быстрые тектонические поднятия. Выяснено также, что очень большие скорости вертикальных движений берегов характеризуют побережья, подверженные воздействию изостатического фактора. В связи с этим максимальная скорость поднятия берега (до 5-14 мм/год; отмечается в областях интенсивного послеледникового изостатического поднятия – в Канаде, на Балтийском щите, на Шпицбергене, а значительные погружения – в Гренландии и Антарктиде).

Значительные отрицательные вертикальные движения берегов свойственны прибрежным низменностям, сложенным мощной толщей рыхлых осадков. По ряду свидетельств можно судить, что такие движения связаны с гравитационным уплотнением осадков. Особенно подвержень,1 уплотнению и соответственно «усадке» поверхности торфянистые отложения. В частности, илистые и мангровые берега низменностей тропических и экваториальных стран испытывают интенсивное погружение именно в силу этого фактора. Воздействие на устойчивость берега «усадки», по-видимому, не меньше, чем воздействие изостатического фактора.

Эффект усадки рыхлых отложений, слагающих аккумулятивные побережья, усугубляется в том случае, если на таком побережье расположен крупный город. Уплотнение осадков усиливается под тяжестью городских строений и сооружений. Так, в дельте Миссисипи в окрестностях Нового Орлеана относительное погружение составляет от 1,2 до 4,9 мм/год. Под Шанхаем земная поверхность погружается со скоростью более 10 см/год, близка к этой величине (несколько сантиметров в год) скорость погружения Венеции.

Интересно, что там, где следовало бы ожидать максимальных скоростей вертикальных движений берегов, – на побережьях геосинклинальных областей недавнего альпийского орогенеза – скорости относительных поднятий или опусканий оказываются не так велики. Это свидетельствует, очевидно, о том, что «нормальные» (т. е. не связанные с такими катастрофическими явлениями, как землетрясение, вулканические, грязевулканические извержения, или не обусловленные изостазией и усадкой грунта) скорости собственно тектонических вертикальных движений намного меньше тех, которые часто приводятся в популярной литературе.

Некоторые участки берегов, возможно, испытывают значительные скорости относительных движений уровня океана в связи с рифтогенезом. Например, большая скорость поднятия голоценовых террас на северных берегах Шпицбергена (до 1,5—2 мм/год), возможно, связана с влиянием хр. Гаккеля – одного из звеньев системы срединно-океанических хребтов. Следует ожидать высокие скорости движений земной коры на побережьях Аденского залива и Красного моря, а также Калифорнийского залива, но мы, к сожалению, не располагаем подобными сведениями.

Табл. 5, как и карта, показывает, что максимальная протяженность берегов, испытывающих большие скорости относительного поднятия или погружения (более + 5 мм/год), приходится на гляциоизостатичеккие области, берега стабильные распространены главным образом на окраинах докайнозойских платформ. Берега со скоростями движений +1-5 мм приурочены к областям изостатических движений и геосинклинальных областей, а берега, погружающиеся со скоростью 15 мм, главным образом приурочены к геосинклинальным и платформенным областям, причем большую часть их составляют берега, характеризующиеся уплотнением и усадкой слагающих их отложений.

В целом может быть сделан вывод о том, что на земном шаре преобладают берега, относительно погружающиеся и стабильные, что прежде всего отражает эвстатический характер современного наступания океана на сушу. В настоящее время этот процесс привлекает большое внимание, так как подъем уровня океана не только способствует размыву берегов, но и, если скорость повышения уровня будет возрастать вследствие так называемого «парникового эффекта», делает более реальной опасность затопления прибрежной суши со всеми вытекающими из этого отрицательными последствиями, существенно усложняющими деятельность человека на побережьях.

3. Землетрясения, вулканизм, цунами.

Цунами («цу» – «гавань» и «нами» – «большая волна») – морские наводнения, которые возникают при подводных землетрясениях и извержениях подводных вулканов или крупных береговых обвалах и оползнях.

Свыше 99% волн цунами вызываются подводными землетрясениями.

При землетрясении под водой образуется вертикальный разлом, и часть дна сдвигается по вертикали. В силу малой сжимаемости воды и быстроты процесса деформации участков дна опирающийся на них столб воды также смещается, не успевая растечься, в результате на поверхности океана образуется некоторое возвышение или понижение. Образовавшееся возмущение переходит в колебательные движения толщ воды – волны цунами, распространяющиеся с большой скоростью (от 50 до 1000 км/ч), которая приблизительно пропорциональна квадратному корню из величины, равной глубине моря.

Расстояние между соседними гребнями волн меняется от 5 до 1500 км. Высота волн в области их возникновения колеблется в пределах 0,01-5 м, поэтому в открытом море цунами не заметны. У побережья высота волн может достигать 10 м, а в неблагоприятных по рельефу участках (клинообразных бухтах, долинах рек и т.д.) – свыше 50 м. Максимальная скорость течений, сопровождающих цунами – свыше 20 км/ч.

Цунами становится разрушительным именно вблизи береговой линии. Они являются глубокими волнами и захватывают куда более мощный слой воды, чем ветровые волны, развивающиеся лишь на поверхности моря и неглубоко от нее, т.к. они влияют на «столб» воды от самого дня и до поверхности.

Волна цунами, в отличие от ветровых волн, при подходе к берегу из-за уменьшения глубины и увеличения трения частиц воды о дно меняет свою форму. Передняя – первая – подошва волны находится на меньшей глубине и испытывает большее трение о дно, чем следующая – вторая – подошва. Вторая подошва движется быстрее и, сжимая первую, уменьшает длину ее волны. При этом частицы воды начинают двигаться вверх, увеличивая высоту волны. Поскольку цунами очень длинная волна, при подходе к берегу она становится очень высокой. У самого берега волна, сильно приторможенная неровностями дна, принимает резко асимметричную форму и опрокидывает свой гребень далеко вперед.

Если цунами входит в воронкообразное устье рек, то волна становится еще выше. Поэтому так опасно двигаться по долинам рек в случае приближения цунами.

Обычно цунами – это несколько волн, идущих друг за другом. В открытом океане заметить волны невооруженным глазом практически невозможно, т.к. их высота не превышает 2 м. Одна по достижении шельфа высота волны резко увеличивается до 10-50 м.

Причиной возникновения цунами может быть оползень. Цунами такого типа возникают довольно редко. 9 июля 1958 г. в результате землетрясения на Аляске в бухте Литуйя возник оползень. Масса льда и земных пород обрушилась с высоты 900 м. Образовалась волна на противоположном берегу бухты высотой 530 м. Подобные случаи весьма редки и не рассматриваются в качестве эталона.

Другим источником цунами могут служить вулканические извержения. Крупные подводные извержения обладают таким же эффектом, что и землетрясения. При сильных вулканических взрывах образуются кальдеры, которые моментально заполняются водой, в результате чего возникает длинная и невысокая волна. Но колоссальное парообразование от вод, заполнивших раскаленную зону кратера, может привести к взрыву, и тогда возникает мощное цунами. Классический пример – цунами, образовавшиеся после извержения Кракатау (Индонезия) в 1883 г. Огромное цунами от взрыва кратера вулкана Кракатау наблюдались в гаванях всего мира и уничтожили в общей сложности 5000 кораблей, погибло 36 000 человек.

В наш век атомной энергии у человека в руках появилось средство вызывать сотрясания. В 1946 г. в США произвели в морской лагуне глубиной 60 м подводный атомный взрыв с тротиловым эквивалентом 20 тыс.т. Возникшая при этом волна на расстоянии 300 м от взрыва поднялась на высоту 28,6 м, а в 6,5 км от эпицентра достигла еще 1,8 м. Эксперименты дали возможность установить, какой именно гребень бывает небольшим, а какой – наименьший.

Обычно это несколько (2-3) волн, идущих друг за другом. Над отмелями скорость падает до 50 км/ч, а высота растет до 10-20 м, фронт разворачивается параллельно берегу. В узких заливах в дельтах рек происходит дополнительный рост волны. При обрушении на берег высота сейсмогенных цунами до 40 м, вулканогенных – до 100 м (Санторин, 1410 г. до н.э.).

Основными характеристиками цунами являются: магнитуда, интенсивность на конкретном побережье и скорость движения волны.

За магнитуду цунами принят натуральный логарифм колебаний уровня воды (в метрах), измеренный стандартным мареографом у береговой линии на расстоянии от 3 до 10 км от источники цунами. Существет зависимость между сейсмической магнитудой (m_s), магнитудой цунами (m) и высотой главной волны цунами (h).

Зависимость между сейсмической магнитудой, магнитудой цунами и высотой главной волны цунами

Магнитуда землетрясения (ms)	Магнитуда цунами (m)	Высота главной волны цунами (h)
7.5	1	2-3
8.0	2	4-6
8.25	3	8-12
8.5	4	14-20

Разрушительная сила цунами зависит от ее магнитуды, которая, в свою очередь, предопределяет интенсивность воздействия волны на берег. Интенсивность этого воздействия зависит в основной от скорости волны.

Известно около 1000 случаев цунами, из них более 100 – с катастрофическими последствиями, вызвавшими полное уничтожение, смыв сооружений и почвенно-растительного покрова (например, в 1933 г. у берегов Японии, в 1952 г. на Камчатке). 80% цунами возникают на периферии Тихого океана, включая западный склон Курило-Камчатского желоба. Исходя из закономерностей возникновения и распространения цунами, проводится районирование побережья по степени угрозы цунами.

Одно из самых сильных в истории цунами обрушилось на Японию 15 июня 1896 г., высота волны достигла 35 м, погибло 27 000 чел. Все прибрежные городки и деревни, растянувшиеся на 800 км, были снесены.

В наибольшей степени воздействию цунами подвержены Япония, Тихоокеанское побережье США, Курильские острова. Так, 5 ноября 1952 г. три волны цунами, обрушившиеся на берег с интервалом 20 мин. (при этом высота самой большой из них достигла 10 м), практически стерли с лица земли город Северо-Курильск. Известна историческая катастрофа, связанная с цунами, и в Европе: в 1755 г. 20-метровая волна разрушила столицу Португалии Лиссабон, погибло 10% жителей полумиллионного города. По продолжительности затопления такие наводнения – самые быстротечные по сравнению с нагонными, когда вода стоит в течение нескольких часов, или с половодьями, когда вода не уходит с залитых территорий порой несколько месяцев. Однако по разрушительной силе цунами нет равных. Для измерения интенсивности цунами используют шкалу (от 0 до 4 баллов).

Цунами – бич Тихоокеанского побережья Азии и Америки. Чаще они в зоне глубоководных желобов, где часты землетрясения. На Японию раз в 15 лет обрушивается волна высотой 8 м, а за 1300 лет было 4 катастрофы с волнами 30 м.

Землетрясение у восточного побережья острова Хонсю в Японии магнитудой, по текущим оценкам, от 9,0 до 9,1 произошло 11 марта 2011 года. Гипоцентр наиболее разрушительного подземного толчка находился на глубине 32 км ниже уровня моря в Тихом океане. Это сильнейшее землетрясение в известной истории Японии и седьмое по силе за всю историю сейсмических наблюдений в мире. Однако по количеству жертв и масштабу разрушений оно уступает землетрясениям в Японии 1896 и 1923 (тяжелейшему по последствиям) годов. Землетрясение произошло на расстоянии около 70 км от ближайшей точки побережья Японии. Первоначальный подсчёт показал, что волнам цунами потребовалось от 10 до 30 минут, чтобы достичь первых пострадавших областей Японии.

В 1883 г. произошел взрыв Кракатау. При подходе к Яве и Суматре волна цунами была высотой 40 м, военный катер с расстояния 3,5 км от берега был выброшен на берег. Число жертв составило 36000 чел.

В 1952 г. на Курильских островах в ночь с 4 на 5 ноября нахлынула огромная волна. При отступании е дно обнажилось на сотни метров, а затем через 20 мин подошла вторая волна высотой 10 м. После нее остались только фундаменты зданий и гигантский водоворот в центре города, в котором вращались обломки судов и люди.

Атлантика менее подвержена цунами: с 1900 по 1960 гг. отмечено 230 цунами. Восточное и северное побережье Средиземного моря также подвержена цунами.