Морфологічні наслідки поперечного переміщення наносів

Як уже зазначалося, типовою надводною формою рельєфу, утворе­ною поперечним переміщенням наносів, є пляж. Це скупчення на­носів у зоні дії прибійного потоку, що утворює над спадистим про­філем динамічної рівноваги морського берега виразне округле підви­щення і завжди складений грубішими наносами, ніж підводний бере­говий схил. Формування пляжу відбувається внаслідок зменшення швидкостей прибійного потоку у міру його просування вгору по схи- і лу та відмінності у швидкостях прямого і зворотного потоків. Ос- ; кільки максимальні швидкості прямого потоку спостерігаються на початку руху, то біля зони руйнування хвиль нагромаджується най- грубіший уламковий матеріал. Що вище по пляжу, то меншими ста­ють розміри часточок наносів.

За морфологічними ознаками розрізняють пляжі повного і неповного профілю. Пляж повного профілю утворюється тоді, коли попереду нагромадження наносів, яке триває, є достатньо вільного місця. Пляж набуває вигляду берегового валу, часто з широким і спадистим морським схилом та крутішим схилом, поверненим до бе­рега. Якщо пляж формується біля підніжжя уступу, то утворюється притулений пляж, або пляж неповного профілю, з одним схилом, по­верненим у бік моря (рис. 124).

Хоча пляжі є наслідками абразійних процесів і поперечного руху наносів у береговій зоні, вони також є індикаторами та регуляторами балансу наносів у поздовжньому береговому потоці. Там, де наносів

н е вистачає, тобто витрати по­току перевищують його єм­ність, виникає розмивання пля­жу. На ділянках рівноваги (якщо витрати наносів дорів­нюють ємності потоку) пляжі є стабільними, їх ширина за-

звичай становить ЗО — 40 м. У місцях, де відбувається розвантаження потоку наносів, пляж інтенсивно наростає і може досягати 80 —100 м завширшки. Зі значними за шириною пляжами можуть відбуватися подальші зміни. Так, із них часто утворюються еолові прибережні форми — дюни.

Під час поперечного переміщення наносів виникають також різні підводні та берегові акумулятивні форми. За дуже спадистого про­філю підводного схилу зі значною товщиною шару напосів збіль­шення об’єму матеріалу, переміщуваного вверх по схилу, може досяг­нути тієї межі, за якою хвилі вже не в змозі рухати його далі до берега. Співвідношення між силою хвилювання і масою транспорто­ваного матеріалу стає таким, що його акумуляція відбувається ще на певній відстані від берегової лінії. Тому на різних глибинах і відпо­відно на різній відстані від берега (це залежить від сили хвилювання під час шторму) утворюється акумулятивна форма, подібна до валу, що простягається майже паралельно до берега. Ці підводні берегові вали позначають ті зони підводного схилу, над якими відбувається часткове руйнування хвиль певної сили та осадження завислого ма­теріалу (рис. 125).

Підводні вали — це переважно піщані, часто асиметричні гряди, які простягаються вздовж берега на відстань, що становить сотні метрів або кілька кілометрів. Ці вали бувають завширшки кілька десятків метрів, заввишки 1 — 2 м, іноді — до 4 м. Вони ніколи не трапляються поодинці, а зазвичай утворюють серію із 3—6 валів. Здебільшого вали утворюються там, де від­бувається «забурунюван- _____

ня* - часткове руйнуван- "рімнь моря""

п

7///' •

щ о приблизно становить подвійну висоту хвилі. Роз­міщення підводних валів

Р ис. 125. Стадії формування підводних валів у прибереж­ній смузі моря (за М. Жива­го, В. Піотровським): а — вихідне положення рівня моря і дна; б — формування початкових валів у місцях за- бурунювання хвиль; в — наро­стання валів у висоту та ши­рину

групами зумовлене тим, що ця глибина є неоднаковою для хвилюван­ня різної сили.

Значна довжина підводних валів уздовж берегової лінії спричи­нена підходом хвиль до берега під прямим кутом. Така форма спо­чатку існує як підводна, потім деякі її ділянки виступають над рівнем моря, утворюючи акумулятивні острови. її висота дедалі зростає, ок­ремі акумулятивні острови зливаються у суцільну піщану смугу. Часто вона приєднується до берега, відділяючи частину прибережної аква­торії моря. Цю акумулятивну форму називають береговим баром. Відокремлена баром акваторія перетворюється на лагуну. Типовим прикладом берегового бару є Арабатська стрілка на західному узбе- ' режжі Азовського моря, великі бари є також у Мексиканській і Гвінейській затоках та на атлантичному узбережжі США. Над рівнем моря бари височіють на 5 —7, іноді на десятки метрів, завдяки пере­віюванню пісків і нагромадженню дюн на поверхні барів. Такі великі бари формувалися тривалий час, упродовж якого рівень океану не­одноразово змінювався. Це спричинювало перебудову профілю бере­га, й давні берегові вали ставали основою для формування нових, які утворювалися за нових рівнів океану. Іншим способом утворення гігантських барів було затоплення знижених алювіальних рівнин, на яких вироблення профілю динамічної рівноваги зумовлювалося пер­винним рельєфом. У подальшому такий затоплений рельєф впливав на формування барів.