Meeresküstenlandschaftsformen. Landschaftsformen, Küste Küstenlandschaftsformen

22.10.2020

Ufer- Dies ist die Grenze zwischen Land und Meer, an der ihre Wechselwirkung stattfindet. Es wird innerhalb eines relativ breiten Bandes namens beobachtet Küstenzone. Diese Zone umfasst den Oberflächenteil der Küste und den Unterwasserküstenhang.

Auf die Küstenzone wirken folgende Kräfte ein: Meereswellen; Wellenströmungen und Gezeitenphänomene. An der Küstenbildung sind außerdem beteiligt: Flüsse, die Deltaküsten verbinden; tektonische Bewegungen; lebende Organismen.

Gewöhnlich werden Trümmer in der Küstenzone genannt, die durch Wellen und Brandung transportiert werden Meeressedimente. Die Ansammlung von Sedimenten in der Zone der Brandungsströmung wird üblicherweise als bezeichnet Strand. Normalerweise besteht der Strand aus größeren Sedimenten als der Unterwasserküstenhang. Der größte Schutt sammelt sich in der Nähe der Wellenbrechzone an Höchstgeschwindigkeiten Fluss - am Anfang seiner Bewegung.

Strände werden nach morphologischen Merkmalen klassifiziert vollständiges und unvollständiges Profil.

Vollständiger Strand entsteht, wenn vor den sich bildenden Sedimenten freier Raum vorhanden ist. Dann nimmt der Strand das Aussehen eines Küstenwalls an, der einen sanften und breiten Meereshang und einen steileren Hang zum Ufer aufweist. Wenn sich der Strand am Fuße des Felsvorsprungs bildet, dann abfallender Strand oder unvollständiges Profilstrand, mit einem Hang zum Meer hin.

Durch die Querbewegung von Sedimenten entstehen verschiedene Unterwasser- und Küstenakkumulationsformen. Das Unterwasserschächte, Sie stellen akkumulierte Formen dar, die aus sandigem Material bestehen und sich parallel zueinander entlang der Küste erstrecken. Normalerweise sind es 2-3 Schächte, seltener 5-6 Schächte. Ihre Höhe beträgt 1 bis 4 Meter und ihre Länge mehrere hundert Meter bis mehrere Kilometer.

Die Entstehung von Unterwasserschächten ist mit der teilweisen Zerstörung von Wellen oder dem sogenannten verbunden durch Bohren. In diesem Fall verlieren die Schächte einen Teil ihrer Energie und das von ihnen transportierte Material lagert sich am Boden in Form eines Unterwasserschachts ab. Die Zone der teilweisen Zerstörung von Wellen mit flachem Boden in Ufernähe kann ziemlich breit sein. Sie rufen Sie an Blasenzone. Die große Anzahl von Unterwasserwellen ist darauf zurückzuführen, dass Wellen unterschiedlicher Stärke in unterschiedlichen Tiefen auftauchen. An Stellen des Unterwasserhangs bilden sich Unterwasserwellen, an denen es zu einer teilweisen Zerstörung von Wellen einer bestimmten Stärke kommt. Strände, Küsten- und Unterwasserdeiche sind elementare Akkumulationsformen. Größere Akkumulationsformationen umfassen Küstenstreifen oder Barrieren.

Uferstangen Bestehend aus Bodenmaterial, meist Muscheln und Korallensand. Οʜᴎ erstrecken sich über Dutzende und Hunderte von Kilometern entlang tief liegender Meeresküsten und trennen normalerweise den Küstengewässerbereich vom Meer, das üblicherweise so genannt wird Lagune. Der Fuß der Meeresbarren liegt in einer Tiefe von 10 bis 20 m und über dem Wasser ragen sie 5 bis 7 m, manchmal bis zu mehreren zehn Metern, über das Wasser hinaus. Solch Hohe Höhe durch Dünen erreicht. Bars sind weit verbreitet und kommen an 10 % der Meeresküsten der Welt vor. Es ist davon auszugehen, dass die Barrenbildung mit einem Anstieg des Meeresspiegels in der Nacheiszeit einhergeht. Gleichzeitig erweisen sich die Oberflächen der überfluteten Akkumulationsebenen als zu abfallend und die Wellen tragen große Sandmassen in Richtung Ufer. Überschüssiges transportiertes Sediment fällt während der Bewegung heraus und bildet einen Unterwasserbalken, der ein Hindernis für Sedimente darstellt, die vom Unterwasserküstenhang ankommen. Ihre Ablagerung auf der Seeseite des Balkens führt zu dessen Breitenausdehnung. Gleichzeitig nimmt die Höhe des Balkens aufgrund der Ansammlung von Sedimenten auf dem Rücken und der allgemeinen Bewegung des Balkens in geringere Tiefen zu. Es kann davon ausgegangen werden, dass die Bildung von Küsten- oder Inselbänken mit Veränderungen des Weltmeerspiegels in jüngster Zeit verbunden ist.

Längsbewegung von Sedimenten. Wenn sich Wellen schräg dem Ufer nähern, längs, oder Sedimentbewegung entlang der Küste. Aufgrund der Wellenschwingungen bewegen sich Sedimentpartikel im Zickzack und legen eine bestimmte Strecke entlang der Küste zurück. Die am Strand entlanglaufende Brandungsströmung behält zunächst die Richtung der Wellenbewegung bei, weicht dann unter dem Einfluss der Schwerkraft immer mehr von dieser ab. Die Rückströmung verläuft in Richtung des größten Gefälles. Es beschreibt eine asymmetrische Flugbahn, die einer Parabel ähnelt, und bewegt Sedimentpartikel entlang der Küste. Die Geschwindigkeit dieser Bewegung hängt vom Annäherungswinkel der Welle an das Ufer ab. In diesem Fall beträgt der optimale Wert 45°. Unter bestimmten Bedingungen kommt es am Strand und am Unterwasserküstenhang zu massiven Sedimentbewegungen. Eine solche Bewegung in eine Richtung über einen längeren Zeitraum, beispielsweise ein Jahr, wird üblicherweise als Sedimentfluss bezeichnet. Der Fluss wird durch Leistung, Kapazität und Sättigung charakterisiert.

Strömungskraft- das ist die Menge an Sedimenten, die pro Jahr tatsächlich entlang der Küste bewegt wird. Kapazität- Es ist üblich, die Sedimentmenge zu nennen, die Wellen bewegen können. Wenn die Leistung gleich der Kapazität ist, bedeutet dies, dass die gesamte Wellenenergie nur für den Transport aufgewendet wird. Dabei kommt es weder zu Ufererosion noch zu Sedimentablagerungen. Aus diesem Grund Sättigung Der Durchfluss sollte als Leistungs-Kapazitäts-Verhältnis bezeichnet werden. Wenn dieses Verhältnis kleiner als 1 ist, ist der Fluss ungesättigt. In diesem Fall wird ein Teil der beim Materialtransport freigesetzten Energie für die Erosion der Küste verwendet. Wenn die Fließkapazität geringer ist als die Sedimentzufuhr in ein bestimmtes Gebiet, kann man von einem Anstieg der Intensität der Sedimentzufuhr über die Fließkapazität hinaus sprechen. Dies führt dazu, dass sich ein Teil des Materials nicht mehr bewegt und sich ablagert, wodurch sich Akkumulationsformen bilden.

Akkumulationsformen während der Längsbewegung des Sediments. Mit abnehmendem Annäherungswinkel der Wellen an das Ufer nimmt die Strömungskapazität ab und die Materialansammlung beginnt. Dies schafft: akkumulative Formen der Uferkonturfüllung. Zu dieser Kategorie gehören verschiedene akkumulierende Unterwasserterrassen an der Spitze von Buchten. Akkumulierende Zöpfe, die entstehen, wenn sich eine Strömung um einen Ufervorsprung biegt. In diesem Fall breitet sich die Wellenfront aus und ihre Energie nimmt ab. Die Zöpfe sind nur mit ihrem Wurzelteil am Ufer befestigt und ihr wachsendes Ende bleibt frei. Aus diesem Grund werden solche Zöpfe als freie Akkumulationsformen bezeichnet. Wenn die Küste auf der Meeresseite durch ein Kap geschützt ist, bildet sich am Eingang der Bucht eine Abschlussform, die üblicherweise als Bay-Bar bezeichnet wird.

Abrieb. Die zerstörerische Arbeit des Meeres wird allgemein als Abrieb bezeichnet. Es kann mechanisch, chemisch und thermisch sein.

Mechanischer Abrieb- Dies ist die Zerstörung von Felsen, aus denen die Ufer bestehen, unter dem Einfluss von Einwirkungen von Brandungswellen und von Wellen und Brandung getragenen Felsfragmenten.

Chemischer Abrieb- Zerstörung von Gesteinen durch deren Auflösung Meerwasser.

Thermischer Abrieb- Zerstörung von Küstenlinien, die aus gefrorenen Felsen oder Eis bestehen, durch die Erwärmung des Meerwassers.

Bei einem steilen Gefälle des Küstenhangs kommen die Wellen mit großem Energievorrat ans Ufer. Sie wirken sich direkt auf das angrenzende Gebiet aus Küste. Aus diesem Grund bildet sich hier eine Aussparung, die üblicherweise so genannt wird Wellenbrechende Nische. Wenn es sich vertieft, stürzt das Gesims ein. Die ins Wasser eindringenden Gesteinsmassen beschleunigen die Zerstörung des Ufers zusätzlich. Der Vorgang des Einsturzes des Gesimses wird wiederholt wiederholt, was zur Bildung eines vertikalen Vorsprungs führt Abriebklippe oder clif. Vor der Klippe ist eine Plattform entstanden, die leicht zum Meer hin geneigt ist Bank. Die Bank beginnt ganz am Fuße der Klippe und setzt sich unterhalb des Meeresspiegels fort. Die Ausdehnung der Bank beim Abrieb führt zu einer Abflachung des Profils und einer Abschwächung der Prozesse der Bankzerstörung.

Begradigung der Küstenlinie. Die Zerstörung von Küstenlinien und die Bildung akkumulierter Küstenformen führen zur Einebnung der Küstenlinie. Seine ursprünglichen Umrisse werden derzeit durch das Eindringen von Meerwasser in Reliefsenken nach dem Rückzug des Gletschers bestimmt. Solche Ufer werden als ingressiv bezeichnet. Unter ihnen sind:

1. Fjordufer (Fjord)., entstanden bei der Überschwemmung von Urstromtälern. Fjorde- schmale und lange, gewundene Buchten (Norwegen, Kanada, Neuseeland).

2. Skerry-Ufer, die bei der Überschwemmung niedriger Gletscherebenen entstanden sind. Schären- das sind kleine felsige Inseln, die wie versunkene Schafsstirn aussehen und durch schmale Meerengen getrennt sind.

3. Rias-Ufer, entstehen durch die Überschwemmung von Flusstälern in Gebirgsländern. Rias sind schmale, verwinkelte Buchten. Zum Beispiel die Bucht von Sewastopol.

4. Mündungsküsten, entstanden bei der Überschwemmung von Flusstälern der Küstenebenen. Die Buchten, die in diesem Fall entstehen - Flussmündungen. ( Nordwest Schwarz Meer region).

5. Dalmatinische Küste, die bei der Überflutung gefalteter Strukturen mit einem Schlag nahe der allgemeinen Küstenrichtung entstand. Dabei entstehen bizarre Inselarchipele, die sich entlang der Küste erstrecken.

6. Die Ufer der Verwerfungsblock-Lobat-Dissektion, die bei der Überflutung tektonischer Grabensenken (griechische Küste der Ägäis) entstehen.

Alle Arten von Küsten befinden sich in unterschiedlichen Nivellierungsstadien, was mit der Ungleichheit der anfänglichen Dissektion und der unterschiedlichen Art verbunden ist geologische Struktur. Gleichzeitig stellte sich heraus, dass einige Küstenabschnitte eingeebnet waren, andere werden eingeebnet und andere wurden während der Einebnung noch stärker zerstückelt. Dies geschah aufgrund der Bildung von Buchten oder Bewässerung anstelle von Felsen, die anfälliger für Erosion sind, sowie während der Bildung von schließenden Akkumulationsformen.

Einige Banken behalten ihre ursprüngliche Dissektion bei. Dies gilt für Rias und Fjordküsten sowie für tektonisch zergliederte Ufer, die aus haltbarem magmatischem Gestein bestehen. Solche Ufer werden Ufer genannt, nicht vom Meer verändert. Ihre Entwicklung erfolgt hauptsächlich unter dem Einfluss von Hangprozessen. Sie können aufgerufen werden Entblößung, und mit großem Einfluss des Meeres - Abrieb-Entblößung.

Küsten von Gezeitenmeeren. Die Küsten werden nicht nur von Wellen, sondern auch von Gezeiten beeinflusst. Gleichzeitig verstärken Gezeiten an tiefen Ufern den Abrieb, da mit zunehmender Tiefe in Ufernähe die Wellen energischer auf die Klippe einwirken. Der Fuß der Klippe an solchen Ufern befindet sich auf Hochwasserniveau. Bei Niedrigwasser wird nur ein Teil der Schwebstoffe durch die Ebbeströmung mitgerissen. Dadurch bilden sich in Ufernähe Akkumulationsformen, die als Austrocknung oder Watt bezeichnet werden. Allmählich wird die Trockenfläche höher als der Gezeitenstand, Vegetation siedelt sich darauf an und es bildet sich eine Bodenbedeckung – es entstehen Märsche.

Die zunehmende Aktivität der Gezeiten führt jedoch im Allgemeinen zu einer Landaufschüttung. In den flachen Küstengewässern können sich unter Wasser akkumulative Formen bilden: Sandkämme und Sandwellen.

Sandkämme- Dies sind große lineare Formen mit einer Länge von bis zu mehreren Kilometern und einer Breite von 1 bis 2 km. Ihre Höhe beträgt bis zu 20 m. Sie befinden sich entlang der Küste in Richtung der Gezeitenströmungen.

Sandwellen- Hierbei handelt es sich um Formationen, die an den Hängen von Sandkämmen entstanden sind und frontal zur Richtung der Gezeitenströmungen ausgerichtet sind. Ihre Größen reichen von mehreren hundert Metern bis zu mehreren Kilometern Länge und bis zu mehreren Metern Höhe. Οʜᴎ ähneln vergrößerten Wellenmarkierungen.

Korallenküste und Inseln. Bei der Bildung von Meeresküsten an den Küsten tropischer Meere, teilweise mariner Natur Riffbildende Organismen, die Kalk aus Meerwasser absorbieren. Wenn sie sterben, entsteht es Koralle oder Riffkalkstein. Aus solchen Kalksteinen aufgebaute Sammelformen werden Korallenriffe genannt.

Folgende Arten von Korallenstrukturen werden unterschieden:

- Saum- oder Uferriffe;

- Barriereriffe;

- Ring- oder intralagunale Riffe.

Saumriffe Hierbei handelt es sich um Unterwasser-Korallen-Kalkstein-Terrassen neben der Küste. Ihre Außenseite ist mit lebenden Korallenkolonien bedeckt. Gewöhnlich wird die Oberfläche des Riffs genannt Riff flach. Mit zunehmender Entfernung von der Außenzone wird diese Oberfläche zunehmend mit einer Sedimentdecke aus Kies und Sand bedeckt. In Ufernähe grenzt es an einen Sand- und Kiesstrand. Die Mächtigkeit des Saumriffs an tektonisch stabilen Ufern beträgt in der Regel nicht mehr als 50 m, was auf die Lebensraumbedingungen der riffbildenden Korallen zurückzuführen ist. Korallenpolypen leben in Symbiose mit einzelligen Grünalgen, die eine gute Beleuchtung benötigen.

Barriereriffe Hierbei handelt es sich um Korallen-Kalkstein-Kämme, die beträchtlich von der Küste entfernt liegen. Die Dicke von Barriereriffen ist um ein Vielfaches größer als die von Saumriffen. Es wurde festgestellt, dass sie beim tektonischen Absinken ihres Außenrandes entstehen. Das größte Riff dieser Art ist das Great Barrier Reef, das sich über mehr als 2.300 km am nordöstlichen Rand Australiens erstreckt. Wenn sich um eine kleine abtauchende Insel ein Barriereriff bildet, wird daraus ein ringförmiges Riff oder Atoll. Dabei entsteht innerhalb des Atolls eine Korallenlagune, in der intralagunale Riffe entstehen können. In den meisten Fällen haben sie die Form von Säulen oder riesigen Sockeln, die willkürlich in der Lagune verstreut sind. Durch die Verschmelzung miteinander bilden die Säulen flächenmäßig große Formationen, die sogenannte Banken. Koralleninseln kommen häufig in tropischen Meeren vor. Sie befinden sich normalerweise auf Akkumulationsformen, die durch die Aktivität von Meereswellen entstehen und aus Korallensedimenten bestehen – Sand, Kies, Kieselsteinen und manchmal Blöcken aus Riffkalkstein.

Durch wiederholte Veränderungen der Meerestiefe während der Eis- und Zwischeneiszeit bildeten sich in den Küstenzonen der Meere eigentümliche Reliefformen, die sogenannten alte Küsten.Οʜᴎ kann manchmal an Land liegen und einer höheren Meeresposition als derzeit entsprechen. Alte Küstenlinien entsprechen mehr niedriges Niveau, werden jetzt vom Meer überflutet.

Erhöhte Küstenlinien werden ausgedrückt als Meeresterrassen. Dies sind Stufen, die entlang des Ufers verlaufen. Bei jeder Terrasse wird Folgendes unterschieden: die Oberfläche der Terrasse; Leiste; Rand; Rückennaht.Οʜᴎ Zeichnen Sie die Position der alten Küstenlinie auf.

Unter Berücksichtigung der Abhängigkeit der Rekonstruktion wird unterschieden:

1. Akkumulierende Terrassen, das heißt vollständig aus küstennahen Meeressedimenten zusammengesetzt;

2. Abriebterrassen, die nur aus Grundgestein bestehen;

3. Kellerterrassen, dessen Grundgestein von Meeressedimenten bedeckt ist.

Um die Geschichte der Küstenentwicklung zu ermitteln, sog Spektren von Terrassen, die einen Vergleich verschiedener Küstenabschnitte ermöglichen und Informationen über neotektonische Bewegungen enthalten.

Meeresküstenlandschaftsformen – Konzept und Typen. Einordnung und Merkmale der Kategorie „Marine Küstenlandformen“ 2017, 2018.

(Seen, Flüsse) wird Ufer genannt.

Die Ufer werden nach ihrer Steilheit (abfallend, steil) und der Beschaffenheit der Materialien, aus denen sie bestehen (Schlamm, Sand, Kieselsteine, Felsen), unterteilt. Auf der Seite der Wasserfläche grenzt ein Streifen Meeresboden an das Ufer, der ständig den Wellenbewegungen des Wassers ausgesetzt ist. Dieser Streifen wird Unterwasserküstenhang genannt.

Das Ufer und der Unterwasserküstenhang bilden zusammen Küstenzone des Meeres, innerhalb dessen ständig das komplexe Zusammenspiel von Lithosphäre, Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre stattfindet. Diese Zone zeichnet sich durch die Variabilität der Reliefformen und deren vielfältige Kombinationen auch auf kleinen Flächen aus. Die Arbeit des Meerwassers manifestiert sich in der Zerstörung von Küsten - Abrieb, wodurch sie sich ins Landesinnere zurückziehen, sowie zur Ablagerung von Zerstörungsprodukten - Ansammlung, die zu einer Veränderung des Unterwasserreliefs der Küstenzone und zur Bildung neuer Ufertypen führt. Ufer, die hauptsächlich durch die zerstörerische Wirkung von Wellen entstehen, werden als abrasiv bezeichnet, und Ufer, die durch Sedimentablagerung entstehen, werden als akkumulative Ufer bezeichnet.

Der Hauptfaktor bei der Bildung von Abriebufern ist die zerstörerische Wirkung brechender Wellen, wodurch sich am Hangfuß eine Vertiefung bildet - Wellenbrechende Nische. Mit der Zeit vertieft sich diese Nische immer mehr, die überhängenden Teile des Abhangs fallen ins Meer und zerfallen in eine Masse von Bruchstücken, mit deren Hilfe brechende Wellen den Küstenvorsprung weiter zerstören.

Die schöpferische Arbeit des Meeres drückt sich in der Ansammlung von vom Meer ausgeworfenen Materialien (Sand, Kieselsteine, Muscheln von Meerestieren etc.) vor der Küste aus. Kieselsteine und Sand auf der Oberfläche der Abriebplattform bewegen sich unter dem Einfluss der Brandung ständig innerhalb ihrer Grenzen. Dadurch entstehen Reliefformen akkumulativen Ursprungs.

Durch wiederholte Veränderungen der Meerestiefe während der Eis- und Zwischeneiszeit bildeten sich in den Küstenzonen der Meere eigentümliche Reliefformen, die sogenannten alte Küsten. Sie können manchmal an Land liegen und einer höheren Meeresposition als derzeit entsprechen. Die alten Küstenlinien, die der unteren Ebene entsprechen, sind heute vom Meer überflutet.

Erhöhte Küstenlinien werden ausgedrückt als Meeresterrassen. Dies sind Stufen, die entlang des Ufers verlaufen.

Bei jeder Terrasse wird Folgendes unterschieden: die Oberfläche der Terrasse; Leiste; Rand; Rückennaht. Sie zeichnen die Position der alten Küstenlinie auf.

Je nach Struktur gibt es:

Akkumulierende Terrassen, das heißt vollständig aus küstennahen Meeressedimenten zusammengesetzt;
Abriebterrassen, die nur aus Grundgestein bestehen;
Kellerterrassen, dessen Grundgestein von Meeressedimenten bedeckt ist.

Arten von Banken (ltD. G. Panov)

(a – Rias, b – Fjord, c – Schäre, d – Flussmündung, e – Dalmatiner, f – Watt (1 – Watt, 2 – Abflussmulden), g – thermischer Abrieb, h – Koralle, i – Vulkan).

Literatur.

Smolyaninov V. M. Allgemeine Geowissenschaften: Lithosphäre, Biosphäre, geografische Hülle. Lehrhandbuch / V.M. Smolyaninov, A. Ya. Nemykin. – Voronezh: Origins, 2010 – 193 S.

Ufer- eine schmale Zone, in der die Wechselwirkung von Land und Meer stattfindet. Zu den Prozessen, die die Küste formen, gehören Wellen, Strömungen und Gezeitenphänomene. Die Küstenzone besteht aus der Küste selbst – ihrem Oberflächenteil und dem Unterwasserküstenhang. Die untere Grenze des Ufers liegt in einer Tiefe, die der halben Wellenlänge entspricht; in dieser Tiefe beginnt der Aufprall der Welle auf das Ufer. Die Obergrenze ist eine Linie, die entlang der Spitzen der Wellenspritzer gezogen wird.

Küste- ein Landstreifen, der moderne und antike Küstenlinien umfasst. Der Hauptprozess, der die Einzigartigkeit der Küstenreliefformen bestimmt, sind Wellen. Die Welle erzeugt in der Küstenzone zerstörerische und akkumulierende Arbeit, die zur Entstehung abrasiver und akkumulierender Formen führt. Die zerstörerische Arbeit von Wellen nennt man Abrieb. Es gibt mechanischen, chemischen und thermischen Abrieb. Mechanischer Abrieb- Hierbei handelt es sich um die Zerstörung von Felsen unter dem Einfluss von Wellen und Brandung sowie die Beschießung mit Trümmern. Chemischer Abrieb entsteht, wenn Gesteine durch Meerwasser aufgelöst werden. Unter thermischer Abrasion versteht man die Zerstörung von Küstenlinien, die aus gefrorenem Gestein bestehen, infolge des wärmenden Einflusses des Meerwassers. Das Vorherrschen von Abrieb oder Ansammlung in der Küstenzone hängt von der Steilheit der Küste und den Eigenschaften der sie bildenden Gesteine ab. An einem steilen Hang aus haltbarem Gestein überwiegen Abriebformen des Reliefs. In diesem Fall wirkt eine Welle mit hoher Energie auf das Ufer und auf Höhe der Küstenlinie Es entsteht eine wellenbrechende Nische.

Seine weitere Vertiefung führt zum Einsturz des Gesimses und zur Entwicklung eines vertikalen Simses - clif. Während sich die Klippe in Richtung Küste zurückzieht, wächst an ihrem Fuß eine Plattform – Bank. Die Bank beginnt am Fuße der Klippe und verläuft unterhalb des Meeresspiegels; bei Ebbe kann die Bank trocken werden. Die Abriebrate an Ufern aus Ton und Mergel kann mehrere Meter pro Jahr erreichen. An flachen Ufern bilden sich Akkumulationsformen, deren Originalität vom Annäherungswinkel der Welle an das Ufer abhängt. Es gibt Quer- und Längsbewegungen von Sedimenten. Nähert sich eine Welle senkrecht zum Ufer, kommt es zu einer Querbewegung des Sediments. Allmählich nimmt die Küste, bestehend aus Sedimenten gleicher Größe, die Form eines dynamischen Gleichgewichts an. Dies geschieht wie folgt. In einer Tiefe, die der halben Wellenlänge entspricht, beginnt der Aufprall der Welle auf das Ufer. Der Vorteil der Vorwärtsgeschwindigkeiten (Richtung Ufer) ist im Vergleich zu den Rückwärtsgeschwindigkeiten noch gering. Da sich das Teilchen aber auf einer geneigten Fläche befindet, bewegt es sich ein wenig den Hang hinab. Je näher am Ufer, desto größer sind die Vorwärtsgeschwindigkeiten; im Neutralpunkt entsprechen sie den Rückwärtsgeschwindigkeiten. Im Neutralpunkt führt das Teilchen nur oszillierende Bewegungen aus. Weiter oben am Hang bewegt sich das Partikel in Richtung Ufer, wodurch sich Material am Ufer ansammelt; unterhalb des neutralen Punktes wird Material den Hang hinuntergetragen. Bei der Querbewegung des Sediments besteht das vom Boden an das Ufer transportierte Material hauptsächlich aus Sand, Kieselsteinen und Muscheln. Zu den durch die seitliche Bewegung von Sedimenten entstandenen Landformen gehören U-Boot-Küstenbänke, U-Boot- und Inselbänke, Strände und Terrassen. In der Tiefe X/2 beginnt die Wellenzerstörung, Material sammelt sich in der Blasenzone am Boden an und sammelt sich an Unterwasser-Uferwand. Es können mehrere Unterwasserschächte vorhanden sein, die parallel zueinander und zum Ufer liegen. Die Höhe der Schächte erreicht 1 – 4 m bei einer Länge von bis zu mehreren Kilometern. Die Bildung mehrerer Reihen von Unterwasserküstenkämmen wird durch die Annäherung von Wellen unterschiedlicher Länge erklärt, sodass ihre Entstehung in unterschiedlichen Tiefen beobachtet wird. Wenn sich Material ansammelt, werden die Schächte in Unterwasser umgewandelt Riegel. Der Kamm eines Unterwasserbalkens kann an der Oberfläche erscheinen. In diesem Fall wird der Balken zur Insel und stellt dar? ist eine Inselkette, die sich entlang der Küste erstreckt. Es wird angenommen, dass Inselbarren nur dann entstehen können, wenn sich der Weltmeeresspiegel ändert. Die Barren erstrecken sich über Hunderte von Kilometern entlang der tief liegenden Meeresküsten und trennen die Küstengewässer, die sogenannte Lagune, vom Meer. Die Basen der Barren befinden sich in einer Tiefe von 10 - 20 m, sie ragen 5 - 7 m über das Wasser. Barren sind in sehr häufig anzutreffen Meeresküsten 10 % der Küstenlinie liegen an von Ufern begrenzten Ufern. Auf dem oberirdischen Teil der Küste bildet sich durch die Querbewegung der Sedimente ein Strand. Anhand morphologischer Merkmale werden Strände mit vollständigem und unvollständigem Profil unterschieden. Im freien Raum entsteht ein Strand mit vollem Profil. Dann sieht der Strand aus wie ein Küstenwall mit sanften Abhängen.

Strand Am Fuße des Felsvorsprungs bildet sich ein unvollständiges Profil, dessen einer Hang zum Meer zeigt. Wenn der Meeresspiegel sinkt, akkumuliert der Strand Meeresterrasse. Wenn sich Wellen in einem Winkel von weniger als 90° dem Ufer nähern, bildet sich ein küstennaher Sedimentstrom. Sedimente bewegen sich entlang der Küste in einem stumpfen Winkel und bestehen aus Produkten der Küstenzerstörung und Flussschwemmen, die der Küste zugeführt werden. Der optimale Anflugwinkel der Welle zum Ufer beträgt 45°. Bei diesem Anflugwinkel wird die maximale Sedimentmenge transportiert. Wenn sich die Uferkontur ändert, stellt sich heraus, dass die Materialzufuhr zu hoch ist und es kommt zu einer Ansammlung. An den Oberseiten der Buchten nahe der konkaven Küste bildet sich eine Akkumulationsterrasse. Da die Landform über ihre gesamte Länge an das Ufer angrenzt, wird sie als angrenzend bezeichnet. Beim Umfahren des Ufervorsprungs nimmt die Bewegungsgeschwindigkeit des Materials ab und an dieser Stelle bildet sich eine Akkumulationsform - flechten. Die Landzunge ist nur mit einem Teil am Ufer befestigt, ihr Ende bleibt frei. Dieses Formular heißt kostenlos. An einem durch eine Insel geschützten Küstenabschnitt kommt es durch Materialanhäufungen zum Auftreten Tombolo (übernehmen). Wenn die Küste durch ein weit vorspringendes Kap vor dem Meer geschützt ist, a Overspray. Während es wächst, kann die Buchtbank das gegenüberliegende Ufer erreichen und die Bucht blockieren. In diesem Fall wird die Akkumulationsform als Abschluss bezeichnet. Abhängig von den Umrissen der Küstenlinie und dem Komplex der an den Ufern ablaufenden Prozesse werden sie in verschiedene Typen unterteilt.

1. Primär sezierte Ufer, durch das Meer leicht verändert (Ingression). Die Zerstückelung der Küste entsteht durch Nichtwellenprozesse; Meerwasser füllt lediglich Vertiefungen im Relief. Zu diesen Ufern gehören Fjorde, die bei der Überschwemmung von Gletscher- und Trogtälern entstanden sind, sowie Schärenufer, die bei der Überschwemmung des Reliefs aus „gelockten“ Felsen (Widderstirn) entstanden sind.

Solche Küsten sind typisch für Skandinavien und die Nordküste Kanadas, während in der Ostsee Schären entwickelt werden. Rias-Ufer entstehen, wenn die Mündungen von Gebirgsflüssen vom Meer überflutet werden; zu diesen Ufern gehört auch die Küste der Iberischen Halbinsel. Die dalmatinischen Küsten entstehen, wenn negativ gefaltete Strukturen parallel zur Küste vom Meer überflutet werden. Dadurch entstehen Inselketten, die sich entlang der Küste erstrecken, und lange, schmale Buchten. Diese Art von Ufer ist typisch für adriatisches Meer. Mündungsufer entstehen durch die Überschwemmung der Mündungen von Flusstälern in tief gelegenen Küstenebenen. Typische Flussmündungen sind charakteristisch für die Flüsse Don und Dnjepr.

2. Wellenfreie Ufer. Solche Ufer entstehen durch Gezeiten, Flüsse, Organismen, Gefälle oder tektonische Prozesse. ZU Gezeitenufer Dazu gehören Watt – sie werden zweimal täglich von der niedrigsten Quadraturflut überflutet, Märsche – werden selten überflutet, nur von hohen Springfluten. Ablage große Menge Anschwemmungen an den Ufern führen zur Entstehung einer Deltaküste.

In der Nähe der Flüsse Lena, Wolga und Nil gibt es große Deltas. An den Küsten tropischer Meere spielen Organismen, insbesondere Korallen, eine aktive Rolle bei der Küstenbildung. Hier bilden sich organogene Korallenstrände. In tektonisch aktiven Zonen können sich tektonische Ufer bilden; manchmal aktiviert die Tektonik Hangprozesse, und dann bilden sich Schutt- und Erdrutschufer.

3. Die eigentlichen Wellenbänke. Dort, wo aktiv Abrieb stattfindet, treten eingeebnete Abriebbänke auf. In der Regel sind diese Ufer steil und bestehen aus leicht erodierbaren Felsen. Aufgrund der hohen Rückzugsgeschwindigkeit flacht das Ufer schnell ab und bildet eine eingeebnete Abriebküste. Geebnete Stauufer sind charakteristisch für sanfte Unterwasserhänge. An diesem Ufer steht der Prozess der Akkumulation an erster Stelle. Zu den Übergangsufern zählen Bucht- und Lagunenküsten. An Buchtufern an Kaps wird Abrieb beobachtet, und in Buchten wird eine Ansammlung beobachtet. An der Lagunenküste ist die Trennung der Lagune durch die wachsende Landzunge noch nicht abgeschlossen, daher setzt sich die Bildung einer eingeebneten Akkumulationsküste fort.

Relief des Meeresbodens

Im Relief des Meeresbodens sind es vier Geotexturen. Drei Geotexturen befinden sich vollständig im Meeresboden: Meeresboden, Übergangszone, mittelozeanische Rücken; Letzterer – der Unterwasserrand des Kontinents – ist Teil der Geotextur – der Kontinentalvorsprung.

Kontinentalvorsprung. Ein erheblicher Teil des Kontinentalvorsprungs (ca. 35 %) wird vom Meerwasser überflutet. Dieser Teil heißt Unterwasserränder von Kontinenten. Ungefähr 2/3 davon befinden sich auf der Nordhalbkugel und nur 1/3 auf der Südhalbkugel.

Der Unterwasserrand des Kontinents hat eine kontinentale Kruste. Mit steigendem Meeresspiegel nimmt die Fläche des Unterwasserteils zu, mit sinkendem Pegel nimmt der Landanteil zu. Der Unterwasser-Kontinentalrand besteht aus Regal oder kontinentale Untiefen, Kontinentalhang Und Kontinentalvorland.

Der küstennahe, relativ flache Teil des Unterwasserrandes, der direkt an die Küste angrenzt, wird als Schelf oder Kontinentalschwarm bezeichnet. In den Polarregionen wird die Schelftopographie durch glaziale Morphoskulpturen verkompliziert; in gemäßigten Breiten und am Äquator sind Flusstäler auf dem Schelf erhalten geblieben. In tropischen und äquatorialen Breiten sind Korallenriffe auf dem Schelf sehr typisch.

Unterhalb der Regalkante Es gibt einen Kontinentalhang. Es zeichnet sich durch eine deutliche Neigungszunahme von bis zu 5 – 7°, teilweise bis über 50° aus. Sehr oft weist der Kontinentalhang ein stufenförmiges Profil auf. Wenn die Stufen bedeutende Flächen haben, werden sie Randplateaus (Blake Submarine Plateau vor der Florida-Halbinsel) genannt.

Unterseeische Schluchten sind im Kontinentalhang weit verbreitet. Dabei handelt es sich um tief eingeschnittene Mulden mit steilen Abhängen, die Einschnitttiefe erreicht 2000 m. Unterwasserschluchten ähneln Flusstälern in Gebirgsländern und sind oft deren Unterwasserverlängerungen.

In einer Tiefe von etwa 2,5 km geht der Kontinentalhang sanft in den Kontinentalfuß über. Es sieht aus wie eine abfallende Ebene neben der Basis des Abhangs. Wenn es nicht möglich ist, Regal, Neigung und Fuß zu unterscheiden, werden solche Bereiche als solche bezeichnet Grenzgebiet(Kalifornische Küste). Innerhalb der Ozeane gibt es Unterwasser- und Oberflächenvorsprünge. Sie sind von den Kontinenten durch einen breiten Bodenstreifen mit ozeanischer Kruste getrennt. Ähnlich

Formationen werden Mikrokontinente genannt. Zum Beispiel, Seychellen, Unterwasserrand Neuseelands, Unterwasseranstieg des Naturforschers usw.

Meeresboden. Diese Geotextur besteht aus Tiefsee-Abgrundbecken und sie zu trennen Unterwasserrücken Und vulkanische Berge Der Meeresboden hat eine ozeanische Kruste. Er ist am weitesten verbreitet, insbesondere in Pazifik See, haben hügelige Ebenen, deren Topographie durch Seeberge und wellenartige Erhebungen unterschiedlicher Größe erschwert wird. Darunter befinden sich ozeanische Rücken, überwiegend tektonischen Ursprungs, Ketten vulkanischer Berge und einzelne Vulkane. Am Grund des Ozeans gibt es Berge mit flachen Gipfeln – Guyots. Die Ablagerungsrate des Materials auf dem Meeresboden beträgt mehrere Zentimeter pro Jahr.

Übergangszone. Am östlichen Rand des eurasischen Kontinents befinden sich mehrere Übergangszonen, vor der Küste des nördlichen und des eurasischen Kontinents sind zwei Zonen zu beobachten Südamerika. Die Übergangszone besteht aus Becken des Randmeeres, Inselbogen Und Tiefseegraben.

Es besteht ein gewisser Zusammenhang zwischen der Tiefe der Becken und der Mächtigkeit der Sedimente am Boden: Je tiefer das Meer, desto geringer die Mächtigkeit der Sedimente. Im Ochotskischen Meer in einer Tiefe von 3,5. km, die Niederschlagsdicke beträgt 5 km. Im Beringmeer, das eine Tiefe von 4 km hat, verringert sich die Niederschlagsdicke auf 2,5 km.

Tiefseegräben sind schmale Vertiefungen – Ausbuchtungen in der Erdkruste, die im Grundriss die Form eines Bogens haben. Derzeit sind 35 Tiefseegräben bekannt, davon 28 im Pazifischen Ozean. Fünf Gräben haben eine Tiefe von mehr als 10.000 m, der Marianengraben beträgt 034 m. Die Steilheit der Hänge nimmt nach unten hin zu: Im oberen Teil des Hangs beträgt sie 5 – 6°, im unteren Teil kann sie auf ansteigen 25°. Die Hänge sind abgestuft und von Unterwasserschluchten durchzogen. Die Erdbebenquellen beschränken sich auf Tiefseeschluchten.

Inselbögen sind riesige Bergrücken, die sich meist im Inneren eines Tiefseegrabens befinden. Inselbögen zeichnen sich durch Vulkanismus und hohe seismische Aktivität aus. Inselbögen können doppelt sein, sie haben innere und äußere Grate, die durch Vertiefungen getrennt sind ( Kurilen). In einem bestimmten Entwicklungsstadium

Inselbögen verschmelzen miteinander und bilden sich große Insel oder Halbinsel (Kamtschatka, Japanische Inseln). Manchmal gibt es am Rand eines Tiefseegrabens nur einen Unterwasseranstieg, es gibt keine Inseln.

Mittelozeanische Rücken. Sie sind die größten in meridionaler Richtung verlängerten Unterwasseranstiege. Mittelozeanische Rücken können eine Breite von 2000 km und eine relative Höhe von 6 km erreichen. Mittelozeanische Rücken bilden ein einziges System, das sich über alle Ozeane erstreckt. IN Atlantischer Ozean der Kamm liegt fast in der Mitte; im Pazifischen Ozean nähert er sich der Küste beider Amerikas Indischer Ozean verläuft entlang der Küste Afrikas. Basierend auf Relief und tektonischer Aktivität werden Rift- und Nicht-Rift-Kämme unterschieden. Das Relief von Rift Ridges ist komplex, schroff: Rift Valleys, eng Bergketten, riesige Querstörungen. Häufig sind Unterwasser- und Oberflächenvulkane sowie Inseln anzutreffen. Nicht-Rift-Kämme zeichnen sich durch das Fehlen aus Grabenbruch und weniger schwieriges Gelände. Zum Beispiel, Großer Teil Das Rift Valley weist keine pazifische Bogenhebung auf. Mittelozeanische Rücken werden von einem grandiosen System transversaler Verwerfungen, sogenannten Transformverwerfungen, durchschnitten, entlang derer sich Blöcke relativ zueinander bewegen. Die Rücken entsprechen einem riftogenen Typ der Erdkruste.

Abrieb ist die zerstörerische Arbeit des Meeres. Es gibt mechanische (grundlegende), chemische und thermische Abnutzung. Mechanischer Abrieb entsteht unter dem Einfluss mechanischer Einwirkungen von Wellen und mitgeschlepptem Schutt. Chemischer Abrieb ist die Zerstörung von Ufern, die aus löslichen Gesteinen (Karbonaten, Sulfaten) bestehen. Unter dem Einfluss von Salzen und Kohlendioxid, die im chemisch aggressiven Meerwasser enthalten sind, kommt es zur Auflösung und Auslaugung von Gesteinen. Der thermische Abrieb kommt vor allem in den Polarzonen an den Küsten von Meeren vor, die aus lockerem Permafrost oder Eis bestehen. Hier wird die Küste nicht nur durch den Einfluss der mechanischen Energie der Wellen zerstört, sondern auch dadurch, dass die Temperatur des Meerwassers höher ist als die Temperatur der gefrorenen Gesteine und diese leichter auftauen, sich lösen und zerfallen zerstört. Chemischer und thermischer Abrieb gehen immer mit mechanischem einher, der letztlich im Vordergrund steht.

Der Abrieb tritt am stärksten an tiefen Küstenlinien auf, also dort, wo es ein steiles Unterwassergefälle gibt. Dann nähern sich die Wellen dem Ufer, ohne ihre Energie zu verschwenden, wie es der Fall ist, wenn Wellen an seichten Ufern umkippen und die gesamte kinetische Energie der Wellen dazu verwendet wird, das Ufer zu zerstören. Zuerst bildet sich am Meeresrand eine Senke am Fuß der Küstenklippe – eine Abschürfung oder wellenbrechende Nische, und dann, mit ihrer weiteren Vertiefung und dem Einsturz des darüber hängenden Grundgesteinsgesimses, eine Steilküste Es entsteht ein Abriebvorsprung oder eine Klippe. Wenn die Küste aus hartem Gestein besteht, bleiben am Fuße der Klippe große Fragmente zurück, die bei ihrer Zerstörung entstanden sind, und kleinere Rückströme Ins Meer transportiert und an einem Unterwasserhang abgelagert, wodurch nach und nach eine Unterwasser-Akkumulationsterrasse entsteht. Während die Klippe zerstört wird und sich ins Landesinnere zurückzieht, bildet sich vor ihrem Fuß eine leicht seewärts geneigte oder horizontale Abriebplattform – eine Bank (Abb. 17).

Reis. 17

Abhängig vom Klima, der geologischen Struktur und den jüngsten tektonischen Bewegungen sowie dem Zusammenhang zwischen marinen und subaerialen Prozessen werden viele Arten unterschieden Meeresküsten. Die typischsten Küstentypen sind die folgenden (Abb. 18):

1. Mündungsküsten sind charakteristisch für tief liegende, flache Ufer, an denen es zu Absenkungen kommt. Flussmündungen sind Buchten mit geradem oder gewundenem Grundriss und niedrigen Ufern, die durch Überschwemmungen der Mündungen von Tieflandflüssen und Schluchten durch das Meer (oder den See) entstanden sind. Charakteristisch zum Beispiel für die Nordwestküste des Schwarzen Meeres.

2. Der Lagunentyp entsteht bei der Küstenentwicklung, wenn Buchten und Flussmündungen voneinander getrennt werden offenes Meer. Der Eingang zur Bucht oder Mündung kann nach der Bildung einer Landzunge und ihrer Umwandlung in eine Bucht, die die gegenüberliegenden Seiten der Bucht verbindet, blockiert werden. Die Bildung eines Balkens an einem sanften Unterwasserhang und seine Befestigung an markanten Ufervorsprüngen führt zur Bildung einer Lagune. Durch das Eindringen von Sedimenten wird die Lagune allmählich flacher. Die Quelle der Sedimentversorgung ist der Fluss, an dessen Mündung sich ein Delta bildet. Dann wird das Sediment gebracht Gezeitenströmungen durch die Kanäle in der Bar.

3. Fjordküsten sind charakteristisch für Bergregionen, durchschnitten von schmalen, tiefen Buchten, die weit ins Land hineinragen – Fjorde, das sind vom Meer überflutete Gletschertäler. Die Länge der Fjorde beträgt Dutzende und einige Hundert Kilometer, sie erstrecken sich weit entlang des Schelfs, die Breite beträgt einige Kilometer, die Tiefe beträgt Hunderte von Metern. Viele von ihnen sind geradlinig, da sie auf diskontinuierliche Verwerfungen beschränkt sind, andere haben eine verzweigte Form. Sie alle haben steile, felsige und schroffe Ufer. Fjorde sind charakteristisch für die Küsten des Nordens, der Norwegischen See, der Barentssee, der Küsten Alaskas, Kanadas und Islands.

4. Rias-Ufer entstehen, wenn die Mündungen von Flusstälern in Berggebieten vom Meer überflutet werden. Rias sind lange, schmale, gewundene Buchten, die durch das Eindringen des Meeres in die Mündungen von Flusstälern entstanden sind. Entwickelt im Nordwesten der Iberischen Halbinsel, an den Küsten Chinas, Koreas, Primorje, im südlichen Teil der Insel Sachalin usw.

5. Schärenküsten werden auch mit Vergletscherungen in Verbindung gebracht. Schären sind kleine felsige Inseln und Gruppen von Unterwasserfelsen, die von einem Gletscher („lockig“) geglättet wurden und große „Widderstirn“ darstellen, die von einem flachen Meer überflutet werden. Manchmal werden auch kumulierte Gletscher- und Wasser-Gletscher-Formen – Drumlins, Kamas, Eskers – vom Meer überflutet. Dieser Küstentyp ist typisch für Finnland, Schweden, Norwegen, Alaska und Kanada.

6. Der dalmatinische Küstentyp ist auf die Besonderheiten der geologischen Struktur zurückzuführen. Dabei handelt es sich um versunkene Faltstrukturen, die sich meist parallel zum Ufer oder schräg dazu erstrecken. Gleichzeitig erscheinen Antiklinalen in Form von Halbinseln und Inseln und Buchten sind auf Synklinalen beschränkt. Entlang der Küste erstrecken sich sowohl Inseln als auch Buchten. Die Küste hat einen rauen Charakter. Ein Beispiel ist die dalmatinische Adriaküste.

Reis. 18 Küstentypen

Zusätzlich zu den oben genannten Küstentypen gibt es viele andere – deltaische, vulkanische, biogene, thermische Abrieb usw.