Берегові процеси та форми рельєфу

кількості екзогенних процесів формування рельєфу, не існує виразнішої локалізації сфери

їхньої діяльності, ніж приклад берегових геоморфологічних процесів. Вони чи не повністю пристосовані до берегової зони морів та океанів.
Берегова лінія, берег, берегова зона є саме тими поняттями, де відбувається специфічне руйнування, перенесення зруйнованого матеріалу гірських порід і їхнього відкладення, тобто, виявляється триєдина сутність процесів та інші закономірності перебігу своєрідного генетичного типу процесів формування рельєфу – берегових.
Берег виступає в даному випадку як генетична категорія походження зазначених процесів.

керують перебігом берегових процесів полягає у таких положеннях

існування зон різного тиску і відповідного перерозподілу повітряних мас. Бризи,

мусони, пасати постійно тримають водну поверхню у нерівновазі, спричинюють хвилювання, що і є першопричиною механічного впливу на гірські породи берегів і, відповідно, функціонування берегових процесів.

розподіл впливу (згідно амплітуди припливів – відпливів) берегових процесів і

ширину смуги їхньої діяльності, яка залежить від того, наскільки глибоко у суходіл проникає уріз води.

Франція, припливи – 8 м

остаточного оформлення сучасного вигляду рельєфу земної поверхні, трансгресії та регресії

(наслідок тектонічних рухів) значно розширювали смугу вияву берегових процесів і обумовлювали особливості формування нерівностей земної поверхні на значних площах суходолу. Окремим випадком екстремального вияву берегових процесів є діяльність цунамі, які викликаються землетрусами.

у деяких випадках обумовлюють різкі відміни від процесу утворення форм

рельєфу, усталеного для певних ділянок узбережжя.

Острівець і морське дно на Багамах

гірських порід), які перебувають у сфері впливу берегових процесів, визначає

численні особливості вибіркової денудації і також спричинює аж надто широкий спектр особливостей процесів формування рельєфу у береговій зоні.

Острів Іонічного архіпелагу

гіпсометричне положення є настільки різноманітним, що служить повноцінним чинником специфічного

перебігу процесів формування рельєфу, визначає тенденції і особливості берегових процесів.

Фрагмент північно-західного узбережжя Австралії

(біогенний чинник), який у деяких випадках визначає домінуючі особливості формування

рельєфу і перебігу берегових процесів. Корали, які формують рифові споруди, зарості рослин, які розвиваються по берегах деяких морів та озер, колонії донних молюсків та ін. сприяють осадженню серед них мулистого та піщаного матеріалу, який приноситься річками, що впадають у моря і наносів, які рухаються у суспензійному стані уздовж берегів.

Мангрові ліси на узбережжі Флоріди

азональних, особливості їхнього вияву і, відповідно, наслідки суттєво розрізняються у

різних фізико-географічних зонах. Матеріали вивчення берегових процесів обумовлюють необхідність розрізнення низки особливостей берегової морфоскульптури, властивої арктичному (антарктичному), субарктичному (субантарктичному), помірному північному та південному, субтропічному північному та південному, тропічному північному та південному, субекваторіальним та екваторіальному географічним поясам.

Зокрема, довжина берегів Чорного моря – 4431 км (у межах

України – 1621 км), а Азовського (у межах України) – 799,8 км[1] (Шуйський, 2000).
1 - без врахування довжини берегової лінії лагуни Сиваш

морських хвиль використовуються такі величини: висота хвилі h – перевищення

гребеня хвилі над сусідньою улоговиною; довжина хвилі L – відстань між двома сусідніми гребенями; період Т – час, упродовж якого здійснюється повний шлях частинки по орбіті. У хвилі розрізняють такі елементи, як гребінь, схили, улоговина, фронт, промінь хвилі (рисунок).
Морській хвилі властива потенціальна та кінетична енергія, Повна енергія хвилі описується формулою

1
Е =  q g h2 L,
8
де q – щільність води, g – прискорення сили тяжіння, h – висота гребеня хвилі над улоговиною, L – відстань між двома сусідніми гребенями. Як видно, важливе значення для характеристики енергії хвилі має її висота.

товщі води за збільшення глибини в арифметичній прогресії зменшується у

геометричній прогресії. Вважається, що глибина, на якій ще варто враховувати дію хвиль на морське дно, складає не більше 1/2 довжини хвилі.
Розрізняють хвилі глибокого моря та хвилі мілководдя. Усе, що було сказане раніше, стосувалося хвиль глибокого моря. Хвилі мілководдя – це ті хвилі, які проходять над глибинами меншими, ніж ½ довжини хвилі. Значить, це такі хвилі, які відчувають гальмуючий вплив морського дна. Цей вплив, зокрема, виявляється у тому, що орбіти частинок води деформуються і набувають вигляду неправильних еліпсів, сплющених знизу (рисунок). У результаті виникає нерівність орбітальних швидкостей, яка отримала назву асиметрії швидкостей: швидкості руху води по орбіті у бік берега зростають, а швидкості руху, спрямованого від берега, зменшуються. Нерівність прямої та оберненої хвильових швидкостей пояснюється їхніми відмінами у верхній та нижній частинах траєкторії. Виникає забурунювання хвилі і вона руйнується.

її профілю. Передній схил хвилі зі зменшенням глибини, тобто, у

міру наближення до берега, стає все більш крутим. Врешті, крутизна схилу досягає критичної величини, і гребінь хвилі, який нависає над улоговиною, обрушується. Таке руйнування хвилі відбувається, зазвичай, на глибині близькій до 0.5 – 1.0 h.
Через неоднорідність вітрових чинників хвилювання навіть за одного і того ж хвилювання висота хвиль неоднакова. Тому руйнування хвиль відбувається у межах хоча і цілком визначеної, все ж досить широкої зони.
При руйнуванні хвилі її гребінь перетворюється на плаский потік води, який накочується на берег. Це – так званий прибійний потік або накат. Рух його відбувається за інерцією, яку має маса води, що утворила цей потік унаслідок обрушення гребеня. Тут коливальний рух води практично повністю припиняється і змінюється турбулентним.
Якщо берег представлений урвищем чи уступом, то прибійний потік із силою б`ється об нього і діє на нього механічним (вірніше – гідравлічним) способом, через що відбувається руйнування уступу прибоєм – абразія берега.
Якщо берег має вигляд акумулятивної нахиленої поверхні – пляжу, то прибійний потік, забігаючи угору (вихлюпуючись) по цій поверхні, втрачає швидкість, і надалі, коли вона стає нульовою (точка, де швидкість прибійного потоку знижується до нульового значення має назву вершина вихлюпування), відбувається стікання води під впливом сили тяжіння, тобто у напрямку найбільшого ухилу цієї поверхні – відкочування.
Таким чином, верхня та нижня межа берегової зони визначаються межами хвильової дії на берег, а саме: нижня межа розташовується на глибині, яка дорівнює половині довжини хвилі, тобто, тій ізобаті, де починається деформація хвиль, а верхня – лінією вихлюпування, утвореною сукупністю вершин прибійного вихлюпування.

Хвильовий перенос у береговій зоні (а) та прибійний потік
і розподіл швидкостей у ньому (б)

порушення однорідності водної маси, що особливо виявляється у береговій зоні.

Тому тут утворюються різні течії, які мають важливе значення для переміщення осадового матеріалу та формування нових типів осадових відкладів. Ті орбіти, по яких рухаються частинки води, насправді є дещо розімкнутими, що пояснюється пульсаційним характером дії вітру на водну поверхню. Завдяки розімкнутим орбітам відбувається не тільки переміщення форми хвилі, але й фактичне переміщення маси води у напрямку поширення хвилювання, тобто, у бік берега. Тому рівень моря поблизу берегів перевищує рівень у відкритому морі. Різниця рівнів викликає утворення течій, які компенсують різні форми такої різниці і які отримали назву хвильові течії.
Дослідники розрізняють енергетичні (уздовж берегові), градієнтні, розривні течії та компенсаційні протитечії.
Енергетичні (уздовж берегові) течії являють собою процес перенесення води уздовж берега за умови скісного підходу хвиль до берега. Він обумовлений уздовж береговим складником відповідного хвильового потоку енергії і може виявитися у будь-якій частині берегової зони, але найбільш ефективно – там, де руйнуються хвилі. Вважають, що приблизно 0.15 загальної енергії хвилі переходить у хвильову енергетичну течію. У геоморфології берегів за такими течіями закріпилася назва уздовж берегові течії.

тобто, унаслідок неоднорідності положення рівневої поверхні. Такий ухил утворюється через

нерівномірність хвильового нагону, неоднорідність поля рефракції хвиль або рельєфу підводного берегового схилу. Природно, що така течія прямує від ділянок підвищеного рівня до ділянок зниженого, уздовж берега і також відіграє важливу роль у перенесенні наносів.

зоною та зоною руйнування хвиль, з одного боку, та зоною

підводного берегового схилу – з іншого. Це – відтікання надлишків води, спрямоване у море по нормалі до ізобат.
Розривні течії також являють собою один із механізмів відтікання вод від берега у море. При підході хвиль під прямим кутом до берега, який має спадистий підводний схил, перше руйнування хвиль відбувається ще задовго до берега. Маси води, які нагромаджуються при березі, підштовхуються “живою силою” прибою доти, доки не знайдуть виходу на якійсь ділянці, де рівень води дещо нижчий. Тоді маси води прориваються від берега у бік моря у вигляді течії, яка отримала назву розривної. Розривні течії через свій бурхливий характер розвивають швидкість до кількох метрів на секунду і здатні виносити із прибережної смуги до зовнішньої частини значну кількість завислих наносів. Вони стають, таким чином, причиною видалення наносів із прибережної смуги берегової зони.

моря, які утворюються під дією вітрів, заходять у межі прибережного

мілководдя і передають енергію воді дотичним чином. Оскільки, вітер діє, зазвичай, на більшій площі, ніж площа берегової зони, то тут можуть виявляти себе лише периферійні області вітрових течій. За величинами швидкостей вітрові течії поступаються хвильовим у 3 – 5 разів.

суходолу і обумовлює загальне переміщення мас води у бік берега,

причому на незначних глибинах цим рухом може охоплюватися уся товща води.
Відомі середні та екстремальні величини вітрових нагонів для різних регіонів: так, для Білого моря середня величина вітрових нагонів складає 0.3 м, для Каспію – 0.5 - 0.7 м, для західного берега Жовтого моря – 0.6 м. Але буває чимало штормів, які утворюють нагони значно вищі, у зв`язку з чим вони створюють значні проблеми для багатьох пунктів узбереж Балтійського, Каспійського та інших морів. Так, у Галвестоні (Мексиканська затока) висота нагону одного разу сягала 6 м, на узбережжі моря Лаптєвих нагони досягають висоти 6 – 7 м. У деяких районах узбережжя Світового океану високі нагони накладаються на сигізійні[1] припливи, і тоді виникають катастрофічні повені, як, наприклад, у Бангладеш, де рівень води може піднятися до 11 м вище за нульову позначку.
[1] - такими, як відомо, називають припливи та відпливи, які збігаються з новим та повним Місяцем

Берегова піщана відмілина, періодично затоплювана вітровими нагонами, Франція

берегової зони. За припливу маса води прямує до берега, а

за відпливу – від берега до моря.

Періодичне затоплення поверхні коралового рифу призводить
до різкої зміни відстані від селища до моря, Філіпіни

є виразна нерівність часу,
а тому – швидкостей припливу та

відпливу.
Приплив менш тривалий за часом, ніж відплив,
а припливна течія має більшу швидкість, ніж відпливна.

хвилі спостерігається різке зростання її висоти.

У звуженій затоці загальна

протяжність фронту хвилі скорочується, відбувається перерозподіл енергії, що призводить до зростання висоти припливної хвилі. Тому і реверсивна течія матиме значно більшу енергію і здатність до перенесення звислих наносів.

У відкритому морі та дуже великих затоках чи широких протоках припливні течії не мають реверсивного характеру і тому їхня роль у формуванні певних форм рельєфу узбереж є незначною.

їм морфоскульптур

Робота хвиль у береговій зоні полягає у руйнуванні берега

і підводного берегового схилу, у перенесенні осадового матеріалу і утворенні різних денудаційних та акумулятивних форм рельєфу берега.

руйнування гірських порід, якими складений берег, відбувається унаслідок гідравлічного удару

прибійного потоку, миттєвій компресії та декомпресії повітря у тріщинах порід у результаті дії прибою, а також шляхом бомбардування і оброблення гірської породи уламками цієї ж або іншої породи. Цей вид абразії названо механічною абразією.

здатності води до розчинення певних порід (хімічна абразія) або її

термічного ефекту (термічна абразія).

Уявіть собі посилену дію абразії за умови численних крижин (посилення механічної дії), або танення мерзлих порід, якими складені береги (термічна абразія).

Але на цьому шляху вплив хвильової діяльності характеризується певними стадіями,

які можна описати наступним чином.
Візьмемо будь-який гіпотетичний береговий схил, який зазнає оброблення механічною дією хвиль. Спочатку біля урізу води за рахунок руйнування гірських порід прибійним потоком утворюється деяка вибоїна, яка поступово розширюється у діаметрі і поглиблюється. Це – хвилеприбійна ніша.
Нижче від неї утворюється слабко нахилений у бік моря хвилеприбійний майданчик, який вироблений у тому ж масиві породи, що і хвилеприбійна ніша.
У міру заглиблення ніші у масив порід, козирок, який нависає над нею, зазнає обвалювання і виникає урвистий уступ, на ймення кліф.

Карське море, район м. Амдерма

складено берег, вельми різноманітний. Помітна роль належить гідравлічному удару прибою,

але останній є ефективним лише для не досить щільних порід.
Значно ефективніше діє бомбардування кліфу твердими частками – уламками гірських порід.
Суттєва роль також належить кавітації – явищу розриву рідини у деяких областях потоку, де швидкості руху води досягають максимальних критичних значень.
В області падіння гребеня хвилі і її руйнування явища кавітації розвиваються найбільш бурхливо.
Руйнування породи, якою складено підніжжя кліфу, значною мірою визначається також миттєвою компресією та декомпресією повітря у мікротріщинах породи.
Стиснення повітря при ударі прибою об кліф викликає потужне стиснення повітря, а відплив прибійної хвилі – розрідження, декомпресію.
Унаслідок цього за декілька тисячних часток секунди виникає тиск, який у декілька разів перевищує середню силу гідравлічного тиску при ударі прибою.
У породах відбувається розширення тріщин, утворення нових, а самі породи зазнають руйнування.

хвильового потоку, сукупність уламків породи зазнає оброблення тертям один об

одного, у результаті чого уламки подрібнюються і округлюються.
Крім того, уламки, втягнені хвильовим прибійним потоком у рух, самі стають могутнім чинником руйнування порід підніжжя берегового схилу, бомбардують його.
При поновленні хвилеприбійної ніші і наступному новому обвалюванні, крок за кроком кліф просувається у бік суходолу.
Море, таким чином, наступає на суходіл, руйнуючи його край, а перед кліфом із боку моря залишаються сліди просування кліфу у вигляді хвилеприбійного майданчика, який щоразу розширюється.
За значної ширини на ньому щоразу гасне енергія хвильового прибійного потоку і, відповідно, падає темп відступу кліфу, оскільки, витрати хвильової енергії при проходженні над хвилеприбійною площадкою стають щоразу більшими.
Таким чином, абразія сама у міру свого розвитку створює умови, які вибудовують межу абразійного процесу.
Оскільки, розмивання масиву породи відбувається і під водою, але максимуму досягає поблизу берегової лінії, то профіль цього абразійного майданчика набуває вигляду опуклої кривої, яка стає спадистою у бік суходолу.
Це – бенч.

бенч

самій хвилеприбійній ніші існують умови для нагромадження осадових відкладів і

їхня незначна товща отримала назву пляж.
Відклади пляжу перебувають у зоні впливу прибійного потоку і є дуже рухомими, а тому часто мають ознаки сортування: грубі відклади поширені у зоні найбільшої сили прибійного потоку, дрібніші – у зоні відкочування.
Відступ бровки чи підніжжя кліфу за певний час (наприклад, за рік) називають швидкістю абразії. Остання залежить від чималого числа чинників і умов: параметрів хвиль, складу і щільності гірських порід, висоти та крутизни берегового схилу тощо. Зокрема, високі абразійні урвисті береги Північного Причорномор`я здатні інколи відступати зі швидкістю до 1 – 2 м/рік. А береги, складені дрібнокристалічними виверженими породами, часто взагалі не виявляють скільки-небудь помітних ознак відступу.

осадового матеріалу, які утворюються у береговій зоні і зазнають практично

постійного впливу хвильових коливань і прибережних переміщень води.
Наноси утворюються з різних причин, але найважливішими є абразія, надходження зі схилів за рахунок денудації (зсувів, обвалів, осипів), твердий стік річок, танення айсбергів, діяльність живих організмів (молюсків, коралів, водоростей, губок та ін.).
Великі наноси – валуни, галька, гравій, крупний пісок – зазвичай переміщуються хвилями та прибійним потоком по дну або по поверхні пляжу. Але вже середній та дрібний пісок під час хвилювання переміщується у завислому стані, а тонкі частки – тим більше.
90% об`єму піщаних наносів переноситься хвилями та прибоєм у завислому стані.

умов та чинників, які його обумовлюють. Проте, всю сукупність морфологічних,

генетичних, вікових та динамічних рис переміщення наносів можна об`єднати у два принципово відмінних способи: поперечне та поздовжнє переміщення наносів (інколи вживають відповідні поняття упоперек береговий та уздовж береговий рух наносів).

спадистий підводний схил, складений частками наносів однакового розміру і на

всьому протязі зберігає приблизно однаковий ухил. Нехай хвилі прямують до берега під прямим кутом. Тоді на глибині, яка дорівнює половині довжини хвилі відбудеться деформація хвиль і виявлятиметься їхня дія на частки наносів, які лежать на дні.

переміщенням наносів, є пляж. Він являє собою скупчення наносів у

зоні дії прибійного потоку, яке виступає над спадистим профілем динамічної рівноваги морського берега виразним округлим підвищенням і завжди складений більш грубими наносами, ніж підводний береговий схил.
Для формування пляжу мають значення, по-перше, зменшення швидкостей прибійного потоку у міру його просування угору по схилу та, по-друге, співвідношення швидкостей прямого та зворотного потоків. Через те, що максимальні швидкості прямого потоку набуваються ним на початку руху, то саме тут, біля зони руйнування хвиль, нагромаджується найбільш грубий уламковий матеріал. Далі угору по пляжу має місце закономірне зменшення величини часток наносів.

Пляж повного профілю утворюється у випадку, коли попереду від нагромадження

наносів, яке триває, є достатньо вільного місця. Тоді пляж набуває вигляду берегового валу, частіше за все із широким та спадистим морським схилом і більш крутим схилом, зверненим до берега.
Якщо пляж формується при підніжжі уступу, то утворюється притулений пляж, або пляж неповного профілю, з одним схилом, зверненим у бік моря.
Хоча пляжі є наслідками абразійних процесів і поперечного руху наносів у береговій зоні, вони також є індикаторами та регуляторами балансу наносів в уздовж береговому потоці. Там, де наносів не вистачає, тобто, витрати потоку більші, ніж його ємність, виникає розмив пляжу. На ділянках рівноваги (це – випадок, коли витрати наносів дорівнюють ємності потоку) пляжі є стабільними, їхня ширина зазвичай складає 30 – 40 м. У місцях, де відбувається розвантаження потоку наносів, пляж інтенсивно наростає і може сягати ушир до 80 – 100 м.

а) gляж неповного профілю

б) пляж повного профілю

вони вже пов`язані із сухопутним життям колишніх наносів.
Із них

на піщаних берегах часто утворюються еолові прибережні форми – дюни. У своєму розвитку дюни проходять декілька стадій – від первинного піщаного пагорба, утвореного у вітровому затінку (наприклад, за звичайним кущем чи великим уламком) до авандюни, а у подальшому до рухомої нормальної та до параболічної дюни.

акумулятивні форми. Так, при дуже спадистому профілі підводного схилу зі

значною товщиною шару наносів об`єм матеріалу, переміщуваного угору по схилу, може досягнути тієї межі, за якою хвилі вже не у змозі повністю рухати його далі до берега. Співвідношення сили хвилювання і маси транспортованого матеріалу виявляється таким, що його акумуляція відбувається ще на певній відстані від берегової лінії.

від берега (це залежить від сили хвилювання при різних штормах)

утворюється акумулятивна форма, яка схожа на вал і простягається приблизно паралельно до берега.
Ці підводні берегові вали неначе позначають ті зони підводного схилу, над якими відбувається часткове руйнування хвиль певної сили і осадження завислого досі матеріалу.

Підводні вали являють собою переважно піщані, часто асиметричні гряди, які простягаються уздовж берега на відстань сотень метрів або навіть декількох кілометрів. Їхня ширина складає кількадесят метрів, висота переважно 1 – 2 м, інколи – до 4 м, вони ніколи не зустрічаються поодинці, а утворюють, зазвичай, серію у 3 – 6 валів.

Вони утворюються там, де відбувається “забурунювання” – часткове руйнування хвилі, тобто, на глибинах, наближених до подвійної висоти хвилі. Множинність підводних валів визначається тим, що ця глибина є неоднаковою для хвилювання різної сили.

до берега під прямим кутом.
Така форма спочатку існує як

підводна, а у подальшому її окремі ділянки виступатимуть над рівнем моря, утворюючи акумулятивні острови.
Її висота щодалі зростатиме, окремі акумулятивні острови зливатимуться у суцільну піщану смугу і часто вона приєднується до берега, відділяючи частину прибережної акваторії моря.
Ця акумулятивна форма має назву берегового бару.

може служити Арабатська стрілка на західному узбережжі Азовського моря, є

великі бари у Мексиканській та Гвінейській затоках та на атлантичному узбережжі США. Над рівнем моря бари можуть височіти на 5 – 7, інколи на десятки метрів, що досягається за рахунок перевіювання пісків і нагромадження дюн, які увінчують поверхні барів.

кутом майже ніколи не спостерігається.
Зазвичай переміщення транспортованих часток здійснюється

по ламаних або параболоподібних траєкторіях, які описують частинки зруйнованих порід у зоні пляжу чи на підводному схилі.
При цьому максимальна швидкість поздовжнього переміщення наносів досягається у тому випадку, коли хвилі прямують до берега під кутом 45 градусів.
Явище масового переміщення наносів уздовж берега в одному напрямку упродовж значного проміжку часу називається потоком наносів. Це явище характеризується певними величинами – потужністю, ємністю та насиченістю.

берегової зони кількість наносів, які надходять до берегового потоку буде

перевищувати ємність потоку на цій ділянці, частина наносів неминуче випадає із руху, тобто, стане осідати. У залежності від особливостей контуру берега, який за інших рівних умов буде визначати кут підходу хвиль та ємність потоку наносів, може розрізнятися декілька певних випадків утворення берегових акумулятивних форм.

Вже зазначалося, що найсприятливішим для переміщення наносів є підхід хвиль до берега під кутом 45 градусів. Оскільки, береги у вигляді прямої лінії практично не зустрічаються, то унаслідок зміни контуру берега відбувається зміна кута підходу хвиль, ємність потоку наносів зменшується, інтенсивність надходження матеріалу виявляється надлишковою щодо неї і починається акумуляція матеріалу. Значить усяке відхилення кута підходу хвиль від 45 град. призводить до зменшення ємності потоку і сприяє утворенню акумулятивних форм.

залежать від вказаних особливостей взаємодії потоку наносів і конфігурації берега.

Перший випадок утворення акумулятивної форми у залежності від особливостей контуру берега отримав назву “заповнення вхідного контуру берега”.

Зі схеми видно, що на ділянці БВ кут підходу хвиль наближається до прямого, тобто, його значення сильно відрізняється від 45 град. Тому, ємність потоку тут різко знижується, починається акумуляція відкладів, які надходять сюди із попередньою швидкістю.
Утворюється акумулятивна тераса, яку називають формою заповнення вхідного кута контуру берега.

Усім внутрішнім периметром вона прилягає до початкового контуру берега.

відбувається різке зменшення кута підходу хвиль. До того ж за

рахунок огинання берега хвилями (дифракія) відбувається розтягування фронту хвилі, унаслідок чого зменшується енергія хвилі. Ємність потоку наносів падає і починається відкладення завислого матеріалу. Нові порції наносів нарощують зростаючу акумулятивну форму із зовнішнього боку, а на її тиловий бік наноси надходити не будуть, тому зростаюча форма буде все більше віддалятися своїм закінченням від початкового берега.
Утворюється акумулятивна форма, яка отримала назву коси. Оскільки її закінчення не прилягає до початкового контуру берега, таке утворення називають вільною формою.

відрізком берега, захищає від хвиль відкритого моря. Тут виникає “хвильовий

затінок”, де параметри хвилі різко зменшуються і починається нагромадження наносів. Спочатку утворюється прилягаюча форма – акумулятивний виступ, який у міру наростання зовнішнього краю перетворюється на вільну форму. Зростання цього утворення буде відбуватися доти, доки воно своїм закінченням не перегородить протоку і не приєднається до острова. Таке утворення називається переймою або томболо.
Аналогічна форма може утворитися при блокуванні потоку наносів мисом, тоді виникає пересип[1] (рис. ІV). Перейми і пересипи відносяться до класу акумулятивних форм замикання, можуть утворюватися і при поперечному переміщенні наносів.
[1] - одним із найвідоміших пересипів є історичний район Одеси – Пересип, який виник на місці великого за розмірами пересипу, що “замкнув” частину акваторії Одеської затоки на початку голоцену. На той час вона являла собою акваторію, яка проникала глибоко у суходіл аж до південних сучасних берегів Куяльницького та Хаджибейського лиманів. Пересип, по-перше, буквально “пересипала” морськими наносами їхні гирла, а, по-друге, стала основою для забудови однойменним районом Одеси, де розташовано чимало промислових підприємств міста.

тому через нагромадження значної кількості материкових льодових покривів, рівень океану

перебував на 100 – 120 м нижчим від сучасного. Танення льодовиків призвело до повернення цих водних мас у Світовий океан, що і викликало підвищення його рівня. Унаслідок цієї післяльодовикової трансгресії (голоценової, фландрської) рівень океану досяг висотної позначки, близької до сучасної, біля 6 тис. років тому.
Перш за все води океану проникали у зниження прибережного рельєфу, тому береги, які виникли при цьому, успадкували у своїх обрисах початковий характер розчленування. Такі звивисті, порізані береги, утворені за інгресії моря, називаються інгресійними.
[1] - інгресія – від лат. ingressio – входження, вступання, вторгнення – проникання морських вод у зниження рельєфу прибережного суходолу при підвищенні рівня моря чи опускання суходолу

лінії, можна розрізняти такі типи берегів.
Фіордові береги, які утворилися у

результаті затоплення льодовикових долин прибережних гірських країн. Їм властиві довгі звивисті затоки – фіорди – які утворюються за інгресії моря у давні льодовикові троги. Такими, наприклад, є береги Норвегії, Канади, Нової Землі та ін.

такі береги представлені сукупністю дрібних скелястих островів (баранячих лобів, кучерявих

скель, льодовикових озів, камів, друмлінів, моренних гряд) та вузьких заток і проток різноманітних обрисів.

гірських країн. Власне ріаси – вузькі звивисті затоки, утворені у

результаті інгресії моря у річкові долини. Севастопольські бухти, численні затоки Примор`я та Далекого Сходу, португальського узбережжя Атлантики тощо.

проте, вже не гірських країн, а рівнинних узбереж. Типовим лиманним

берегом є північно-західне узбережжя Чорного моря з Дністровським, Бузько-Дніпровським, Тилігульським, Березанським та ін. лиманами.

простягання, наближене до загального простягання берегів. Верхівки складчастих структур височать

над поверхнею води у вигляді численних островів і острівців, розділених затоками і протоками, орієнтованими загалом паралельно до берега. Це – балканське узбережжя Адріатичного моря, південний острів Нової Землі тощо.

западин, схожих на грабени, та височин у вигляді горстів, які

виступають в обрисах берегової лінії мисами та півостровами. Такий тип розчленування берегової лінії властивий грецькому узбережжю Егейського моря.

до знижень рельєфу еолових рівнин і характеризуються численними піщаними островами

поблизу узбережжя. Схожа конфігурація властива берегам, сформованим вулканічною діяльністю та деякими іншими чинниками.

(гострокутних у обрисах) і тупо замкнених бухт, розділених між собою

більшими чи меншими проміжками. Вони врізані, переважно, в обрамлення коралових рифів, які прилягають до корінного берега. На берегах Червоного моря ці бухти називають шермами. Формування таких бухт триває вельми довго, скиди, по яких відбувалося опускання грабена Червоного моря, сформували взаємно перпендикулярні системи розломів, якими й обумовлені прямокутні контури берега такого типу.

прибережною смугою моря. Характерна особливість берегів цього типу є наявність

лагун – водойм, відділених від відкритого моря вузькою та довгою смугою і нанесеного осадового матеріалу (піску, черепашкового детритуса, гальки). Такою смугою може бути пересип, утворений однією чи двома косами, які ростуть назустріч одна одній.
Окремим випадком лагуни може виступати лиман.

Лагуни повністю заповнилися мулистими наносами і перетворилися у низовинні простори

маршів або ваттів, які затоплюються під час припливів. У намаганні використати ці родючі простори людина охороняє їх від вторгнення моря, споруджуючи по окраїнах захисні греблі та дамби, вживає заходів з осушення маршів. У найтиповішому розвитку марші представлено по узбережжю Північного моря (Нідерланди та ФРН) і місцями по берегах Франції.

Світового океану упродовж останнього часу в історії Землі, то можна

уявити собі, що зворотний варіант – вирівняні береги – мають головною причиною формування зниження рівня океану. Тоді відступаючий уріз води на відносно вирівняному підводному схилі зумовить згладжування обрисів берега, який усе далі віддалятиметься від початкового положення, і береги стануть відносно прямими. Насправді, процес вирівнювання берегової лінії є дещо складнішим.
Один із найавторитетніших геоморфологів, фахівець у царині рельєфу узбережжя і дна океану О. Леонтьєв (1991) так описував можливі варіанти вирівнювання берега.

досить крутий як біля мисів, так і у вершинах бухт.

Припустимо, що берег складений податливими породами, що не утворюють при руйнуванні відносно великих часток, які б нагромаджуючись у береговій зоні утворювали тут запаси наносів. Такими, наприклад, є глинисті породи, а також мергелі.
При їхньому розмиві утворюються алевритові та пелітові частки, які легко переходять у завислий стан і виносяться течіями за межі берегової зони. За цих умов на усьому протязі берега буде відбуватися інтенсивна абразія – як на мисах, так і в бухтах.
Проте, унаслідок концентрації хвильової енергії побіля мисів, їхні береги будуть руйнуватися швидше, ніж береги вершин бухт, де відбувається розсіювання хвильової енергії. Це повинно забезпечити поступове вирівнювання берегової лінії.
Врешті, утворюється пряма чи слабко хвиляста лінія, яка зрізує виступи початкового берегового контуру.
Такий берег доцільно назвати вирівняним абразійним.

крутий ухил підводного схилу, тобто, глибокого на усьому своєму протязі,

але, на відміну від попереднього випадку, складеного породами, які утворюють при розмиві гальку, гравій та пісок. Тоді біля мисів утворюються потоки наносів, спрямовані від них у бік вершин бухт. Спочатку ці потоки будуть ставати насиченими при вершинах бухт, і тут за рахунок відкладення наносів на дні підводний схил ставатиме спадистим. Тим самим створюються умови, різко відмінні на мисах, які продовжують розмиватися, та у вершинах бухт, де виникає ситуація, сприятлива для утворення акумулятивних форм. Вирівнювання берегової лінії у цьому випадку відбувається одночасно шляхом як абразійного зрізання мисів, так і заповнення бухт наносами або відрізування їх від акваторії моря акумулятивними формами. Врешті утворюється берег із вирівняним контуром, який складається з чергування акумулятивних та абразійних ділянок і носить назву вирівняного складного або вирівняного абразійно-акумулятивного берега.

своєму протязі. В цих умовах утворюється вирівняний акумулятивний берег, облямований

береговим баром. Умови формування берегового бару вже наводилися. Приклади берегів, вирівняних барами, вельми численні. Зокрема, в Україні таким прикладом може служити береговий бар, який простягається уздовж північно-західного узбережжя Чорного моря і відрізає акваторії лиманів Сасик, Шагани, Алібей, Бурнас від акваторії моря. Порізаний зазначеними лиманами берег вирівняний суцільною прямолінійною смугою неширокого піщаного бару. Він не такий стабільний, як Арабатська стрілка, і перебуває у стадії формування, часто руйнується “прорвами”. Схожий бар відділяє акваторію Будакського лиману від моря. Ще приклад – острів Джарилгач і Тендрівська коса, які утворені на південній околиці Кінбурського півострова.

берегів активну участь беруть морські організми, переважно рифоутворюючі мадрепорові корали,

та вапнякові водорості. Корали вибудовують зовнішній вапняковий скелет, живуть великими колоніями, розмножуються брунькуванням. Особливістю, яка сприяє формуванню специфічного рельєфу, є те, що молоді організми, зростаючи на відмерлих, збільшують площу та висоту коралової споруди. Однак, життєдіяльність коралів обмежується незначними глибинами (не більшими за 100 м) та високою середньорічною температурою (близько 20 град., оптимальна 25-30 град.). Корали вельми вимогливі до кисневого режиму, тому оптимальними для них є умови прибережного хвилювання, вапнякові корали потребують хорошого освітлення, що також найчастіше спостерігається у прибережній зоні. Крім того, коралові споруди, розташовані на значній відстані від екватора, пристосовані до берегів, які омиваються теплими течіями – до східних берегів материків.

які належать до червоних (багряних) водоростей. Їхні клітини будують зовнішній

чохол із кальциту та магнезиту, який, проте, не знищує гнучкості та рухомості гілок водоростей. Це дозволяє їм, не ламаючись, витримувати значні рухи води у зоні прибою.
Кораловий риф складається з колоній численних видів коралів, які мають форму більш-менш компактних мас, за виглядом кулеподібних або схожих на корж (Porites, Pavonia), або таких, що виглядають на кшталт куща (чисельні види Madrepora), гілки якого сплітаються чи зливаються між собою.
Риф, який піднімається із дна моря при самому березі або на деякій відстані від нього, має внутрішній бік, звернений до суходолу, та зовнішній – до відкритого моря. На зовнішній стороні спостерігається особливо сильний прибій, і тут риф піддається сильному руйнуванню. Відмерлі частини його обламуються прибоєм і у вигляді вапнякового щебеню чи піску викидаються на поверхню рифу, заповнюють порожнини і западини рихлою масою, яка, проте, швидко цементується водами, які проникають у неї. Таким чином, риф, який мав спочатку порожнинну та губчасту будову, перетворюється на щільну та компактну масу.
Одночасно із цим відбувається також підвищення поверхні рифу і поява її над рівнем моря. Детритусовий (уламки коралів) матеріал, який накидається прибоєм із зовнішнього боку на поверхню рифу, поступово утворює вал із зовнішнього боку рифу. Такі уламки часто служать джерелом коралового піску, з якого вітер формує дюни позаду валу. У вологих умовах дюни швидко закріплюються, вкриваються рослинністю і навіть несуть на собі грунтовий покрив. Згодом завдяки занесенню насіння рослин водою під час припливів розвивається рослинність – наприклад, кокосова пальма та ін.

і прямує паралельно до берега, відділяючись від нього каналом чи

лагуною більшої чи меншої ширини. У Великого Бар`єрного рифа, який простягається майже на 2000 км уздовж східного узбережжя Австралії, ширина лагуни складає у середньому 30 – 50 км, місцями вона зменшується до 7 км, місцями розширюється до 100 і навіть 180 км. Глибина рифового каналу зазвичай не перевищує 50 м. Такі рифи не тягнуться безперервно: вони складаються із величезної кількості рифових масивів, які розташовуються ланцюжком на межі з відкритим океаном. Деякі із таких споруд являють собою підводні скелі, поверхня яких залягає на глибинах у 10 – 15 м.

споруд, обумовлених глибиною прибережної частини та ухилами підводного схилу: 1)

рифи облямування; 2) бар`єрні рифи та 3) рифи, які являють собою тіла, схожі на кірки.
Рифи облямування утворюються у випадку крутого і глибокого підводного схилу, коли корали можуть розвиватися лише при самому березі. Тоді риф ніби нарощує береговий схил, прилягаючи до корінного берега впритул і утворюючи своїм зовнішнім краєм берегову лінію. Інколи риф облямування нещільно прилягає до корінного берега, а відділяється від нього неглибоким (0.3 – 1.5 м) каналом із днищем, вкритим піском та гравієм.

узбереж, так звані атоли знаменують собою наявність неглибоко розташованої підводної

височини оддалік від берегів. Частіше за все це – підводний вулканічний конус, вершина якого різко обривається до значних глибин. На цю височину насаджені коралові споруди, які лише самі виглядають з-під рівня моря у вигляді суцільного кільцеподібного валу або ланцюжка низьких коралових островів. Таке кільце зазвичай замкнуте або має неширокий вхід до середини – вхід до атолової лагуни.
Розміри і форми атолів вельми різноманітні: поперечник варіює від 2 – 3 до декількох десятків кілометрів. У найменших атолів лагуна інколи відсутня, її заміняє суха западина у формі блюдця. Якщо ж лагуна велика, то її глибина завжди незначна – не більш, ніж 70 – 80 м, а у невеликих атолів – декілька метрів.

або метаморфічними породами, за час існування сучасної берегової зони, тобто,

за останні 5 – 6 тис. років не відчули ніяких чи майже ніяких змін під впливом хвильових процесів.
Такими, наприклад, є береги Білого моря, складені архейськими і протерозойськими кристалічними породами Балтійського щита, численні фіорди Норвегії (метаморфічні та магматичні породи часу каледонського орогенезу) та ін.
Зокрема, береги фіордів і досі зберегли сліди льодовикової обробки часу останнього зледеніння.

у гірських країнах, то зазвичай вони мають вигляд високих урвищ,

які, проте, не можна назвати кліфами, оскільки вони мають не хвильове походження, а є ерозійними, екзараційними, тектонічними, лавинними, зсувними та ін. утвореннями, які властиві гірським країнам.
Розвиток таких берегових схилів відбувається переважно за рахунок надводної денудації, тобто, субаеральними денудаційними процесами, тому їх називають денудаційними берегами.
Інколи, все ж особливо сильні хвилювання виявляються здатними руйнувати підніжжя таких берегів, нижні частини берегових схилів або ж нагромадження уламкових мас, які утворилися при підніжжі схилів. Епізодичні руйнування нижніх частин урвищ викликають виникнення обвалів та осипів на вищих ділянках крутих схилів.
Такі береги називаються абразійно-денудаційними. Тут навіть утворюються і деякий час існують невеликі пляжі з уламкового матеріалу, який потрапляє до підніж берегових урвищ завдяки процесам на схилах.

та морського дна зустрічаються різноманітні реліктові, давні форми узбережного рельєфу,

утворені за інших рівнів океану, вищих чи нижчих за сучасний. Зміни рівня моря за пліоцен та антропоген відбувалися за рахунок змін кількості води у Світовому океані у відповідності із чергуванням льодовикових періодів та епох потепління. На підставі підрахунків вмісту льодовиків було переконливо показано, що у міжльодовиковий час рівень океану підвищувався не більше, ніж на 10 метрів над сучасним, а у час льодовикових епох його зниження могло відбуватися на 100 – 120 м нижче за сучасний рівень. Тому, якщо десь виявляються антропогенові берегові форми, розташовані вище за 10-метрову ізогіпсу, або нижче за 120-метрову ізобату, то їхнє гіпсометричне розташування обумовлене тектонічними рухами земної кори.

Морська тераса Охотського моря

відкладів, які простежуються вище або нижче за сучасний рівень моря,

називають давніми береговими лініями. При цьому “піднятими” береговими лініями називають ті, які у даний час знаходяться вище за сучасний рівень океану, а “зануреними” – ті, які є затопленими, тобто перебувають у даний час під водами Світового океану.

Узбережжя Охотського моря, селище Іня

так званих морських терас. Зазвичай, морською терасою називають певну нахилену

або слабко нахилену поверхню морського походження із поєднаним з нею уступом, одновіковим з такою поверхнею. Із боку моря така тераса також обмежена уступом, який є молодшим і одновіковим із нижче розташованою терасою.

походження. Найзагальнішим є поділ на берегові та донні тераси. Перші

являють собою переважно давні надводні форми, відображені серією берегових валів, тобто, це берегові акумулятивні форми, які утворилися за іншого, у порівнянні з сучасним, відносного положення рівня моря. Морський генезис такої форми легко визначається за наявністю відповідної макро- та мікрофауни, яка міститься в осадових породах тіла тераси. Проте, висотне положення берегової лінії, при якому сформувалася ця тераса, може бути встановлено у більшості лише приблизно. Якщо йдеться про море без припливів, то можна вважати, що на помірно глибокому береговому схилі перевищення берегового валу над рівнем води може складати до 2 м, тому висота рівня моря, за якого формувалася ця тераса, повинна приблизно дорівнювати висоті її поверхні, без 2 м.

вираженої у вигляді кліфу, та ділянки колишнього підводного схилу. Часто

спостерігається серія або сходинки таких терас. У кожній із них розрізняються такі елементи: тиловий шов, уступ, поверхня, бровка тераси. У залежності від геологічної будови тераси, можна розрізнити тераси акумулятивні (повністю складені рихлими морськими осадами, геологічно одновіковими її поверхні), цокольні (тільки верхня частина розрізу тераси складена морськими відкладами, одновіковими їй) та корінні, або абразійні (тераса цілком вироблена у породах, які старші від неї за віком).

її види та інтенсивність призвели останнім часом до значного антропогенного

навантаження на природу узбережжя і заставило вдатися до нового погляду на його стан – визначати узбережжя як “берегові екологічні системи”. Розрізнення берегових екосистем, які розвиваються в умовах тісного контакту з різними оболонками Землі, необхідне тому, що у смузі суходолу завширшки 50 км зосереджено 27,3 % населення нашої планети, 23 % населення крупних міст. Прибережна навігація і прибережне рибальство, видобування корисних копалин, насамперед, будматеріалів, морекультура, яка набуває зростаючої інтенсивності, створення нових портів та крупних промислових підприємств, значне рекреаційне навантаження тощо надають береговим зонам статусу екосистем через значну складність взаємопоєднання та взаємовпливам чималої кількості чинників. У цих екосистемах, на першому плані упевнено знаходяться берегові процеси формування рельєфу, яке має на різних широтах певні відміни і ставить їх у розряд азональних.

Діяльність людини
на морських берегах

прояву, як ухили підводного схилу та баланс наносів, визначає розвиток

берега абразійним чи акумулятивним шляхом і формує відповідні морфоскульптури. На це накладається вплив численних інших природних процесів – біогенних, хімічних, обумовлених діяльністю річок, вітру, гравітаційних та ін., що також утворює свої морфоскульптури (дельти, ватти, коралові рифи, термоабразійні берегові форми, карстові утворення, корки цементації та оолітові наноси, обвальні та зсувні форми).

Господарська діяльність значним чином враховує зазначені чинники формування берегових процесів.

Як видно, поєднання різних природних чинників сучасного екзогенного формування рельєфу зі зростаючим впливом господарської діяльності у межах берегових зон викликає необхідність оцінювання цих категорій рельєфу як екосистем. Вони характеризуються значною динамічністю, тісною залежністю від найменших змін у впливові природних чи антропогенних чинників, інколи катастрофічним перебігом геоморфологічних процесів, іншими негативними рисами функціонування і соціально резонансними наслідками (цунамі, забруднення нафтопродуктами, катастрофами суден при зіткненнях і т.п.).