8. Діяльність людини на морських берегах

Рельєф узбережжя відіграє важливу роль у здійсненні господарсь­кої діяльності. Окремі види її та інтенсивний характер останнім ча­сом призвели до значного антропогенного навантаження на природу

узбережжя і змусили по-новому розглядати узбережжя як берегову екологічну систему. Розрізнення берегових екосистем, що тісно взаємо­діють із різними оболонками Землі, потрібне тому, що у смузі суходо­лу завширшки 50 км мешкає 27,3 % населення планети, або 23 % населення великих міст. Прибережні навігація і рибальство, видобу­вання корисних копалин, насамперед будівельних матеріалів, море- культура, яка стає дедалі інтенсивнішою, будівництво нових портів і великих промислових підприємств, значне рекреаційне навантажен­ня тощо визначають актуальність надання береговим зонам статусу екосистем.

Розвиток берега абразійним чи акумулятивним способом та фор­мування відповідних морфоскульптур залежить від діяльності гідро­динамічних чинників, величини ухилу підводного схилу і балан­су наносів, впливу багатьох природних процесів — біогенних, хіміч­них, зумовлених діяльністю річок, вітру, гравітаційних тощо, які утворюють морфоскульптури (дельти, вати, коралові рифи, термо- абразійні берегові форми, карстові утворення, корки цементації та оолітові наноси, обвальні та зсувні форми (Каплін, Леонтьєв, Лук’я- нова, Нікіфоров, 1991). Тому під час господарської діяльності по­трібно враховувати зазначені чинники формування берегових про­цесів.

Отже, поєднання різних природних чинників сучасного екзоген­ного формування рельєфу зі зростаючим впливом господарської діяль­ності у межах берегових зон зумовлює потребу оцінювання цих кате­горій рельєфу як екосистем. Вони характеризуються значною дина­мічністю, тісною залежністю від найменших змін у впливі природних або антропогенних чинників, іноді катастрофічним перебігом геомор­фологічних процесів, іншими негативними ознаками функціонування й соціальними наслідками — цунамі, забруднення води і суходолу нафтопродуктами тощо.

Е

4.10

КЗОГЕННІ ПРОЦЕСИ НА ДНІ ОКЕАНІВ І УТВОРЮВАНІ НИМИ МОРФОСКУЛЬПТУРИ

Донедавна вважали, що океанічне дно є сферою панування ендо­генних геоморфологічних процесів, а екзогенні лише моделюють йо­го у дрібних морфологічних ознаках, причому їхній вплив пере­важно зазнає шельфова зона. Проте і в межах ложа океану відбу­

ваються різні за походженням та віком екзогенні процеси формуван­ня рельєфу, що підтверджується свідченнями їхньої активної дина­міки.

Більшість дослідників рельєфу океанічного дна розрізняють гра­вітаційні, гідрогенні та біогенні геоморфологічні процеси і відповідні форми рельєфу дна морів та океанів. Зазначені процеси взаємодіють з процесами ендогенного характеру, однак вплив кліматичних чинни­ків, підземних вод, вітру, льодовиків та інших чинників екзогенного характеру є незначним.

1. Гравітаційні

підводні процеси

Сила гравітації на дні океанів спричинює геоморфологічні проце­си, подібні до процесів, що відбуваються на суходолі. За відсутності активних чинників переміщення мас речовин на дні саме гравітаційні процеси виконують значну частку цієї роботи.

Нині існують розрізнені відомості щодо кріпу — процесу повільно­го сповзання товщі осадків на відносно спадистих схилах. Одним із проявів кріпу є піщані потоки на різких згинах профілю підводних схилів.

Більш відомі підводні зсуви, які виникають за ухилу морського дна 3 — 5°. Для того щоб спровокувати підводне сповзання, достатньо незначного сейсмічного поштовху або навіть кількох ритмічних ко­ливань тиску стовпа води у верхній частині материкового схилу або на бровці шельфу, які виникають у разі проходження хвилями гре­бенів та улоговин під час потужних штормів. На крутіших схилах зсуви виникають спонтанно за умови, що маса товщі осадків, яка на­громадилася на нахиленій поверхні, перевищить межі їхньої пластич­ності.

Підводні зсуви бувають структурними, тобто сповзання зазнають деякі блоки порід без істотного порушення структури всередині бло­ку. Прикладом підводного структурного зсуву є виступ Блейк-Спур на східній окраїні підводного плато Блейк (атлантичне узбережжя Північної Америки), який добре помітний навіть на дрібномасштаб­них оглядових картах. Проте більш поширені пластичні підводні зсу­ви: переміщення блоку порід, яке поступово переходить у пластичну течію з внутрішньою взаємодією часточок, подібно до лавин або селе­вих потоків на суходолі. Внаслідок масового розвитку підводних зсувів на материковому схилі та в його нижніх частинах формується гор­бисто-западинний рельєф, наприклад у Мексиканській затоці, морі Бофорта та інших місцях. Часто трапляються викопні підводні зсу­ви, розкриті у геологічних відшаруваннях. Найвідомішим прикладом є поширення потужних зсувних блоків форамініферових шарів па­леогену в товщі майкопських відкладів, характерне для підняття Ку- курттау у Східному Дагестані.

Інший тип гравітаційних процесів — потоки каламуті — гравіта­ційна течія водної суспензії із твердих часточок. Оскільки суспензія містить завислі мінеральні часточки, вона має більшу густину, ніж морська вода. Внаслідок цього матеріал із суспензії осідає на морсь­ке дно і скочується по ньому, розвиваючи значну швидкість течії, яка спричинює не лише перенесення завислого матеріалу, а часто ерозію дна.

Потоки каламуті утворюються насамперед поблизу гирлових діля­нок шельфу під час річкових паводків, коли різко зростає завислий стік річок, внаслідок перехоплення потоків наносів у береговій зоні моря, а також унаслідок розріджування зсувної маси, що рухається вниз по схилу. Отже, підводні зсуви здатні перетворитися на потоки каламуті.

Так, унаслідок незначного землетрусу на південному схилі Вели­кої Ньюфаундлендської банки виник зсув, який у верхній частині материкового схилу перетворився на широкий і потужний потік ка­ламуті. Цим потоком було розірвано і деформовано понад 10 підвод­них телеграфних кабелів. Шматки кабелів було зміщено на десятки кілометрів у напрямі руху потоку. Для того щоб розірвати кабелі й перемістити їхні обривки на велику відстань, розрахували швидкість потоку. Як з’ясувалося, вона досягала 120 км/год. Ширина потоку становила 330 км, загальна довжина — близько 920 км. Здебільшого потоки каламуті локалізуються у підводних каньйонах, тому їхня ширина значно менша, а довжина може сягати 1850 і більше кіло­метрів. Прямуючи підводними каньйонами, потік каламуті активно перебудовує їхні борти і тальвеги, а досягнувши значних швидкостей ще до скочування у підводний каньйон, — руйнує поверхню шельфу та завдає регресивної ерозії, сприяючи просуванню вершини кань­йону в бік берега. Часто у вершині каньйону утворюється кілька ерозійних урізів, які нагадують водозбірні лійки у верхів’ях гірських річок.

У самому каньйоні потік каламуті здійснює ерозію у тальвегу та біля підніжжя схилів, проте ближче до його середини починає пере­важати акумулятивна діяльність. Формуються тераси й прируслові

вали. У гирлі каньйону відбувається випадання матеріалу із суспензії та утворення широкого конуса виносу. Осади, які переносить потік каламуті та утворює конуси виносу, називають турбідітами.

Конуси виносу можуть досягати значних розмірів, наприклад, ко­нус виносу підводного каньйону Гангу займає всю Бенгальську зато­ку і, не вміщуючись у ній, висувається зовнішнім краєм далеко у Центральну котловину ложа Індійського океану.

У разі злиття конусів виносу сусідніх каньйонів утворюється хви­ляста нахилена рівнина материкового підніжжя. Таким чином, по­токи каламуті є важливим чинником формування рельєфу материко­вого підніжжя, де товщина неконсолідованих осадків може сягати 5 км.

О. Леонтьєв зазначав (1979), що діяльність потоку каламуті не обмежується каньйонами, а може поширюватися на ложе океану, де цей потік є одним із основних чинників утворення пласких абісаль­них рівнин, які прилягають до материкового підніжжя. Найпотужніші потоки можуть проникати далеко в межі абісальних рівнин, здійсню­вати ерозію їхньої поверхні, утворювати величезні врізані форми ре­льєфу, які, на його думку, нагадують долини, і тому їх називають абі­сальними долинами.