CC BY
197
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
УДК 502.551.4;627.52 Е.И. Игнатов1
СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О РЕЛЬЕФЕ БЕРЕГОВ И ДНА ЧЕРНОГО МОРЯ2
Статья посвящена описанию морфологии современного рельефа дна и типов берегов Черного моря, а также общей характеристике основных рельефообразующих процессов, развивающихся на берегах и дне Черного моря.
Ключевые слова: берега, абразия, аккумуляция, обвально-оползневые процессы, шельф, континентальный склон, подножие, подводные каньоны, рельеф дна, ложе глубоководной котловины.
Введение. Статья подготовлена на основе обобщения литературных сведений и фактических данных, полученных автором во время многочисленных экспедиционных исследований рельефа берегов и дна Черного моря. Работы велись последовательно с 1964 г., когда было выполнено геоморфологическое описание о-ва Змеиный, а в дальнейшем на научно-исследовательских судах МГУ им. М.В. Ломоносова «Московский университет», «Академик Петровский», «Горизонт», «Эксперимент». В морских экспедициях проводили эхолотирование дна, сейсмозондирование и гидролокационную съемку западного, северо-западного, крымского и кавказского шельфов.
В последние 10 лет большое внимание уделяется изучению и геоморфологическому картографированию береговой зоны Крыма и Кавказа. В настоящее время работы ведутся при поддержке РФФИ. Представленные в статье материалы доложены автором на ученом совете географического факультета 28.11.2008 г.
Общая характеристика. Площадь акватории Черного моря составляет, по расчетам Э.Н. Альтмана (1991), 423 тыс. км2 при максимальной глубине 2258 м. Средняя глубина моря равна 1272 м [2]. Распределение глубины в Черноморской впадине неравномерное. Наибольшая глубина отмечается в ее южной половине, как в западной, так и в восточной частях (до 2000 м и глубже), но максимальная глубина (более 2200 м) приурочена к Синоп-скому району. Для северной половины Черноморской впадины характерны обширные мелководные участки донной поверхности, ограниченные широтой Южного берега Крыма. Например, в северозападной части мелководье имеет ширину более 200 км с глубиной до 100—160 м. В других рай-
онах моря мелководье (глубина до 100 м) окон-туривает впадину узкой полосой шириной от 2 до 15 км.
Три небольших островка от 1 до 5 км в поперечнике, расположенных на мелководье в прибрежной зоне, можно рассматривать как абразионные останцы и аккумулятивные формы, сохранившиеся на фоне плейстоцен-голоценовых колебаний уровня Черного моря. К ним относятся о. Березань в устье Днепро-Бугского лимана, о. Кефкен (Аполлония) в 92 км восточнее входа в пролив Босфор и о. Змеиный (Левси) на Придунайском мелководье в 35 км от берега. Еще один (четвертый) аккумулятивный о. Тузла находится на дистальном окончании Тузлинской косы, расположенной с южной стороны Керченского пролива на входе в него из Черного моря. В отдельные этапы современной геологической истории до 1925 г. он составлял единое целое с косой Тузла [7, 9].
Таким же образом отчленились от материнского берега, превратившись в острова, косы Джарыл-гач и Тендровская (о. Долгий), но они и сейчас сохраняют подводную морфологическую связь с материком и развиваются как единая морфодинами-ческая система.
Типы берегов. Черное море отличается большим разнообразием типов берегов. Экспедиционные исследования, обобщение литературных сведений и фактических данных, а также анализ аэрокосмических материалов позволили провести типизацию и геоморфологическое картографирование берегов [6, 8, 11, 15]. В результате выявлены региональные особенности морфологии и динамики берегов в северо-западной части Черного моря, у Крыма, Кавказа, Балкан и Анатолийского побережья. С.А. Лукья-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра геоморфологии и палеогеографии, профессор, докт. геогр. н., e-mail: [email protected]
2 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 07-05-00419 и 09-05-90411).
Карта рельефа берегов и дна Черного моря (составил Е.И. Игнатов, типы берегов выделены совместно с С.А. Лукьяновой): рельеф дна: 1 — шельф (а — аккумулятивный, б — абразионный); 2 — материковый склон (а — аккумулятивный, б — ступенчатый); 3 — ложе котловины; 4 — подножие материкового склона; 5 — подводные каньоны; 6 — валы (а — песчаные, б — краевые); 7 — морфологические границы (а — четкие, б — нечеткие). Типы берегов: 1 — обвально-оползневые; 2 — абразионные; 3 — абразионно-аккумулятивные; 4 — аккумулятивные; 5 — лагунные; 6 — дельтовые
новой и Е.И. Игнатовым составлена карта типов берегов Черного моря (рисунок).
Наиболее сложно построено северное побережье. В его западной части развиты барьерно-лиманные системы, перемежающиеся с абразионными участками. Глинистые и известняковые клифы высотой 15—35 м отступают со скоростью от 0,3—1,0 (вблизи Одессы) до 10—12 м/год. Песчаные пересыпи находятся в хрупком равновесии, но местами постепенно деградируют [18].
Процессы размыва прослеживаются южнее дельты Дуная вдоль побережья Болгарии, где береговые обрывы высотой до 20—40 м составляют более 70% общей береговой линии Болгарии. Широкие (до 100 м) песчаные пляжи также подвержены размыву.
Живописное южное гористое побережье Крыма состоит из чередования высоких мысов, сложенных известняками или глинистыми породами, и обвально-оползневых цирков, у подножий которых расположены узкие размывающиеся галечно-пес-чаные пляжи.
Кавказское побережье оконтурено абразион-но-денудационными флишевыми береговыми уступами. Дельты рек, образующие аккумулятивные выступы, и берега Колхиды размываются со скоростью от 3 до 5—16 м/год. Предпринятые в середине XX в. защитные меры по отсыпке искусственных пляжей (длиной 90 км) потеряли свою эффективность.
На Анатолийском побережье преобладают абразионные и абразионно-денудационные берега с
высокими клифами [5]. Фрагментарные песчаные пляжи приурочены к небольшим бухтам и устьям рек. Одна из причин размыва берегов — продолжающееся в настоящее время повышение уровня океана и усиление экстремальной штормовой деятельности.
Современный уровень Черного моря продолжает занимать, вероятно, оптимальное положение, свойственное сложившимся климатическим условиям в водосборном Черноморском бассейне, это не самое высокое его положение за последние 18 тыс. лет. В голоцене (6000 лет назад) он, так же, как и уровень Мирового океана, поднимался на 3—4 м выше современного. Однако его положение в настоящее время нестабильно и продолжает реагировать не только на сезонные внутригодовые изменения климата (приблизительно 15—20 см), но и на глобальное потепление (1,5—2,0 мм/год), это, по разным прогнозам, может привести к значительному подъему уровня Черного моря и Мирового океана уже в настоящем столетии [4].
Рельеф дна. Исследованиям рельефа и геологического строения дна Черного моря посвящены работы Н.И. Андрусова, А.Д. Архангельского, Н.М. Страхова, В.П. Гончарова, Ю.П. и А.Ф. Непроч-новых, В.П. Зенковича, Н.А. Айбулатова, О.К. Леонтьева, Г.А. Сафьянова и многих других. По их представлениям и на основе результатов собственных наблюдений автора воссоздана общая картина строения рельефа берегов и дна Черноморской впадины (рисунок).
Черноморская впадина — это реликт древнего океана Тетис. Ее рельеф прошел сложную историю развития, которую можно подразделить на два основные этапа: ранний — от мезозоя—кайнозоя до четвертичного периода (160—200 млн лет), когда сформировались основные геологические разновозрастные структуры самой Черноморской впадины и ее орогенного обрамления, и поздний — охватывающий плейстоцен-голоценовый этап (около 1 млн лет) становления уровня Черного моря с колебаниями от глубокого регрессивного снижения в ледниковые периоды с образованием озерного водоема до резких трансгрессивных подъемов в послеледниковое время и воссоединения со Средиземным морем через открывшийся Босфорский пролив [1, 3, 17]. На этом этапе сформировался облик берегового и подводного донного рельефа, унаследованный в формах и типах современного морфогенеза (рисунок).
Дно Черного моря можно подразделить на следующие геоморфологические элементы: шельф, материковый склон, подножие материкового склона и ложе глубоководной котловины.
Шельф — пологонаклонная абразионно-акку-мулятивная поверхность, сформировавшаяся в результате плейстоцен-голоценовых трансгрессивно-регрессивных колебаний уровня моря. В некоторых местах шельф осложнен реликтами древних береговых линий и захороненными переуглубленными фрагментами речных долин, обнаруженных на глубине до 40—60 м. На краю шельфа местами расположены реликты древних аккумулятивных валов с относительной высотой до 4 м [12].
Край шельфа ограничивает бровка нижележащего уступа, невыдержанная по глубине с перепадами от 100 до 160 м. На некоторых участках шельфа имеется более древняя ступень террасы, достигающая 200-метровой изобаты.
По региональным особенностям строения подводного рельефа черноморский шельф можно подразделить на следующие районы: болгарско-прибос-форский, северо-западный, крымско-южнобережный, керченско-таманский, кавказский, восточноанато-лийский, западноанатолийский. Следует особо отметить, что разделение анатолийского (или турецкого) шельфа на западную и восточную части вызвано не только тем, что он самый протяженный на Черном море. Понтийские горы делятся соответственно на Западные и Восточные, но, главное, прилегающие (примыкающие) к ним части шельфа отличаются между собой по морфологическим признакам. Разделительным рубежом является Синоп-ский выступ.
Болгарско-прибосфорский шельф подразделяется на внутреннюю, центральную и внешнюю части или зоны [10]. Внутренняя зона представляет подводный береговой склон, опоясывающий берег до нижней границы воздействия штормовых волн
1%-ной повторяемости, которая расположена на глубине около 25—30 м. Уклоны здесь изменяются с севера на юг от 0,01 до 0,075 у мысов и от 0,008 до 0,0025 напротив заливов. Современные подводные формы представлены в основном вдольбере-говыми валами, мегарифелями, гидробарханами и эрозионными ложбинами [16]. На глубине 15—25 м развиты биогенные микроформы рельефа. Встречаются также реликты субаэрального рельефа.
Центральную зону занимает слаборасчлененная валообразная холмистая подводная аккумулятивная равнина, отделенная от внутренней зоны подводными ложбинами, хорошо выраженными на глубине от 17 до 40—70 м. Два валообразных поднятия с относительной высотой 4—6 м — Калиакринский вал на севере и Еминский вал на юге — протягиваются на 100 и 72 км соответственно. Между валами расположена почти горизонтальная аккумулятивная равнина. На глубине от 30—45 м до 85—90 м протягивается полосой (12—20 км) сла-борасчлененная волнистая морская аккумулятивная равнина, ее уклон изменяется от 0,001 до 0,004. На подводном продолжении Стары Планины выявляются холмики высотой 1—4 м, перегибы дна, уступы и ложбины.
Внешнюю зону занимает подводная аккумулятивная равнина с реликтовыми формами прибрежного рельефа типа баров. Вероятно, эти береговые валы сформировались в регрессивные этапы, когда уровень Черного моря находился на глубинных отметках 80—100 м.
Северо-западный шельф занимает пространство морской акватории, ограниченной с севера контуром береговой линии, а на юге — бровкой шельфа, проходящей на глубине от 130 до 200 м от траверза м. Калиакра на западе до м. Херсонес на востоке. Наибольшую ширину (220 м) шельф имеет на меридиане Березанского лимана. Крупные реки (Дунай, Днестр, Днепр, Южный Буг с Ингулом) определяют современную морфологию шельфа. Их мощная комплексная авандельта сформировалась на месте затопленного субаэрального палеорельефа в поздне-плейстоцен-голоценовые фазы регрессий Черного моря. На современной шельфовой поверхности сохранились фрагменты реликтовых форм рельефа в виде палеодельт, межрусловых гряд и возвышений, а также древних береговых линий на отметках 10—12, 22—24, 36—40 и 58—62 м. В целом это пологонак-лонная ступенчатая аллювиально-морская аккумулятивная или абразионно-аккумулятивная равнина, осложненная подводными валами, грядами и сла-бовыраженными в рельефе поднятиями и ложбинами стока, замыкающимися на вершины подводных каньонов, а также абразионными уступами. Краевые валы с относительной высотой около 3—4 м и более обрамляют ее с юга вдоль бровки шельфа на глубине от 108 до 132 м [12].
Северо-западный шельф можно подразделить по морфологии на три зоны: внутреннюю, центральную и внешнюю. Внутреннюю зону составляет подводный береговой склон до глубины 30—40 м со следами активной волновой переработки. Ширина зоны резко изменяется от 10 км на западе в створе Георгиевского гирла Дуная до 110 км на меридиане Березанского лимана. Здесь активно развиваются авандельтовые процессы в сочетании с при-брежно-морским морфогенезом.
Центральная зона испытывает преимущественно процессы аккумуляции, которые в целом приводят к выравниванию подводного рельефа и захоронению реликтовых форм рельефа субаэрального происхождения. Эта зона расположена в пределах изобат 40—60 м, ее ширина меняется от 35 до 90 км. Ниже изобаты 60 м лежит внешняя зона шельфа, представляющая собой краевую часть с относительно более крутыми уклонами, чем на поверхностях внутренней или центральной зон. Наибольшее заложение между изобатами 60 и 100 м наблюдается на меридиане г. Николаева. При этом здесь же наблюдается и самая узкая ее полоса (до 10 км), тогда как на западе в створе Георгиевского гирла Дуная она достигает 60 км. Однако край шельфа здесь следует проводить по 130—150-метровой изобате, которая отстоит от 100-метровой в этом месте еще на 25 км к юго-востоку. Генерации реликтовых краевых валов осложняют эту поверхность вдоль бровки шельфа.
Участок шельфа между мысами Тарханкут и Херсонес представляет наклонную абразионно-ак-кумулятивную равнину со следами реликтовых береговых форм рельефа и переуглубленных речных долин до глубины 40—50 м.
Крымско-южнобережный шельф начинается от Гераклейского п-ова от м. Херсонес на западе до м. Меганом на востоке, наибольшую ширину имеет у м. Сарыч (до 35—40 м) и, самая узкая его часть у м. Аюдаг (меньше 5 км) [3]. Этот район подвержен активной волновой переработке, так как находится в зоне действия волн всех южных румбов. Граница подводного берегового склона выделяется на глубине до 30—40 м. В прибрежной зоне осуществляется вдольбереговой транзит наносов и происходит выравнивание подводного рельефа. Широко распространены подводные и надводные абразионные останцы, наиболее крупные из которых приурочены к мысам, сложенным прочными интрузивными породами [14].
Центральная и внешняя зоны шельфа представлены в основном наклонными аккумулятивными субаквальными равнинами на бухтовых участках, например у Ялты, и абразионными и абра-зионно-аккумулятивными поверхностями у мысов Сарыч, Меганом и др. Местами на шельфе прояв-
ляются следы тектонической деятельности в виде линий разломов, трещиноватости на бенче и блоковых смещений.
Керченско-таманский шельф расположен южнее Керченского пролива от Крымского мыса Ме-ганом до м. Утриш на кавказском побережье, к югу от косы Тузла Таманского п-ова до изобаты 200 м. Край шельфа четко выражен в западной и восточной частях и проходит на глубине от 90 до 132 м; абразионные уступы ограничивают его с мористой стороны. Высота уступов также изменяется от 10 до 5—4 м соответственно. Поверхность шельфа ступенчатая, террасированная. Внутренняя зона шельфа занимает широкую прибрежную отмель в виде пологонаклонной аккумулятивной суб-аквальной равнины. Ее поверхность осложнена затопленными древними береговыми линиями на глубине 5—8, 10—12, 20—24 м, многочисленными подводными грядами, рифами и ложбинами стока [12]. Ее границу можно условно провести на глубине 30—40 м. Ниже, до изобаты 80 м, находится центральная зона шельфа, где в основном действуют процессы вневолновой аккумуляции. Внешнюю зону маркируют древние абразионные уступы и подводные аккумулятивные валы. На траверзе Керченского пролива бровка шельфа описывает выпуклую в сторону моря дугу. Здесь не наблюдаются четко выраженные краевые формы рельефа, переход к материковому склону постепенный за счет последовательного увеличения уклона подводного склона. Можно предположить, что по общему контуру шельфа этот участок является шлейфом выноса Керченского пролива, наложенным на па-леодельты Дона и Кубани.
Кавказский шельф протягивается вдоль приморских хребтов Большого Кавказа на юг от м. Утриш до м. Пицунда и еще южнее до Батуми и грузинско-турецкой границы. Его ширина в среднем 12—13 км (около Сочи и Джубги), максимальных значений (20—30 км) достигает между м. Пицунда и р. Гумистой, а также в дуге между мысами Ис-курия и Анаклия. Эти два широких выступа шельфа — Гудаутский и Очамчирский — образованы погруженными палеодельтами рек Бзыбь и Кодори. Самая узкая часть шельфа наблюдается у Леселид-зе, где крутой уклон подводного склона начинается непосредственно от береговой линии, у Сухуми ее ширина не превышает 3—4 км. В пределах кавказского шельфа можно выделить внутреннюю и внешнюю зоны.
Внутренняя зона — это подводный береговой склон, абразионно-аккумулятивный до глубины 25—30 м с характерным для него грядово-ступен-чатым рельефом и со следами активной волновой переработки, включая обильные валунно-га-лечные отмостки. Глубже этих отметок выделяется выположенная площадка со слабым наклоном
до глубины 60—70 м, ниже которой расположена внешняя зона шельфа или его край, осложненный абразионно-гравитационными уступами с многочисленными врезами от вершин подводных каньонов. Краевую зону осложняют также пологие холмы высотой 5—10 м или абразионные останцы. Глубина внешнего края шельфа составляет 110—130 м.
Восточноанатолийский (понтийский) шельф опоясывает Черное море на юго-востоке неравномерной узкой лентой вдоль Восточно-Понтийских гор от Батуми до Синопа. Обычно ширина шельфа не превышает 3—4 км и расширяется до 12 км только вблизи Орду, у м. Чатлы (16—20 км), а в Си-нопском заливе даже до 25—30 км. Как и в других районах черноморского шельфа, глубина его внешнего края проходит примерно по изобатам 110—130 м. Краевой контур шельфа прорезают вершины подводных каньонов, по которым идет разгрузка речного стока и осуществляется перехват вдоль береговых потоков наносов. На узких участках шельф имеет относительно крутонаклонную террасированную абразионную поверхность, а в широких дугообразных заливах между мысами распространены слабонаклонные аккумулятивные равнины, осложненные подводными валами и ложбинами.
Западноанатолийский шельф от Синопа до Босфора имеет максимальную ширину до 25—30 км у Аянджика и между Кандыра и Босфором. Самый узкий шельф находится у Зонгулдака и Карасу (меньше 3—4 км). Край шельфа проходит на глубине 100—110 м. В основном шельф представлен ступенчатой абразионной и абразионно-аккумуля-тивной подводной морской равниной, осложненной грядами, останцами, уступами и ложбинами.
Материковый склон и материковое подножие. Материковый склон Черноморской впадины имеет сложное и неоднородное строение, что обусловлено особенностями тектоники примыкающих равнин и горных сооружений — Крыма, Кавказа, Стара Планины, Западного и Восточного Понтийских хребтов.
Материковый склон находится ниже внешней границы шельфа. Его бровка расположена на разной глубине, которая изменяется от 100 до 200 м. Нижнюю границу проводят по перегибу подводного склона, проходящему на глубине от 1100 до 1500 м, соответственно он занимает 18—20% площади донной поверхности Черного моря. Например, по описаниям В.Н. Москаленко (2000), активные оползневые процессы развиты на Кавказском материковом склоне в районе поселков Джубга—Ар-хипо-Осиповка. Здесь подводный рельеф характеризуется чрезвычайной сложностью и большой расчлененностью. Оползневые тела расположены на глубинах около 850 м на удалении 6 км от берега.
Толщина оползневых блоков 20—25 м при длине до 350—400 м. Оползни спускаются, налегая один на другой, до глубины 1200—1500 м к подножию материкового склона. Толщина у нижних оползневых блоков возрастает до 50—80 м, а длина вдоль склона — до 1000 м и более. Стенки отрыва в виде крутых уступов до 60 м осложняют ступенеобразную наклонную поверхность материкового склона.
Морфологию материкового склона определяют масштаб и характер эндогенных и экзогенных рель-ефообразующих процессов. Соответственно в тектонически активных орогенных областях преобладают структурные формы рельефа и резко меняется поперечный профиль материкового склона от относительно пологонаклонных флексурообразных аккумулятивных поверхностей (1—3°) до крутых, почти отвесных уступов (от 10 до 30°), нередко ступенчатых и разбитых системой продольных и поперечных разломов на разновысотные блоки дробления. На крутых склонах развиты обвально-оползневые процессы, изобилуют мощные блоки отседа-ния, ограниченные множеством вертикальных стенок скольжения.
Самые крутые и узкие участки материкового склона приурочены к Южному берегу Крыма, Ад-лерско-Гагринскому участку кавказского побережья, району Трабзона восточнопонтийского побережья и у Зонгулдака Западно-Понтийского горного обрамления. Эти участки материкового склона рассечены многочисленными зонами дробления и расчленены серией подводных каньонов.
На южном побережье Черного моря в районе мысов Барра и Ясон материковый склон осложнен серией субширотно простирающихся складчатых сооружений. Эти поднятия протягиваются на расстояние 40—80 км почти параллельно берегу. Наибольший из них — хр. Архангельского в восточной части имеет плоскую вершину шириной до 15 км, на глубине 600—700 м отмечается усиление расчлененности хребта. С увеличением глубины склоны хребта постепенно погружаются под дно центральной котловины [3].
Среди сбросово-тектонических и скульптурно-оползневых типов континентальных склонов Черного моря у Крыма, Кавказа или Малой Азии резко выделяются как по морфологии, так и по генезису северо-западный и северо-восточный участки, примыкающие с юга к местам впадения системы рек Дунай, Днестр, Днепр или к Керченскому проливу. На этих участках формирование континентального склона происходило на фоне структурно-тектонических деформаций преимущественно за счет выдвижения палеодельт прарек Ду-найско-Днестровско-Днепровской системы на западе и Кубанско-Донской на востоке. Поэтому континентальные склоны здесь выдвинуты далеко
в море (на 70—90 км) в виде пологонаклонной аккумулятивной равнины, составляя единое целое с подножием.
Подводные каньоны. Континентальный склон Черного моря практически по всему периметру рассечен многочисленными продольными и поперечными трещинами, разломами, зонами дробления и расчленен разномасштабными подводными каньонами.
Многие подводные каньоны заложились по дизъюнктивным тектоническим нарушениям, что, по мнению некоторых специалистов, может свидетельствовать об их тектоническом происхождении. Однако морфология и динамика подводных каньонов скорее говорят в пользу их эрозионного или эрози-онно-тектонического происхождения [13]. Заложив-шись по тектоническим нарушениям (трещинам или грабенам), подводные каньоны были преобразованы в последующем мутьевыми потоками, использующими их как трассы движения минеральной суспензии от береговой зоны к подножию континентального склона. В местах разгрузки муть-евых потоков формируются конусы выноса, которые могут быть прорезаны русловыми каналами стока. Мутьевые потоки используют тектонические понижения как трассы движения. Соответственно их действие сопровождается образованием псевдотеррас, меандрированием русловой части каньонов, разветвлением стоковой сети, углублением тальвега и перестройкой продольного и поперечного профилей каньонов.
Вершины подводных каньонов приурочены к устьям рек и формируют сложно разветвленную систему притоков, пересекающих шельф и сходящихся у бровки шельфа, вливающихся в главное русло каньона, который прорезает континентальный склон. Продольный профиль каньонов вогнутый, крутой в верхней части склона и выполажи-вающийся к его подножию. По данным В.И. Мельника (1998), эрозионные понижения, образующие систему подводных каньонов, имеют долинный тип в пределах шельфа и подножия континентального склона ниже глубины 1200—1700 м, а на самом склоне приобретают каньонообразный характер с максимальной глубиной вреза. Самый крупный из известных на Черном море Дунайский каньон имеет протяженность 219,5 км, 8 притоков длиной до 58,2 км. Больше всего притоков (69) выделено в системе подводных каньонов Босфорского пролива.
Мощный конус выноса венчает Дунайскую систему подводного каньона. Относительная высота этой формы рельефа, осложняющей континентальное подножие, достигает 500 м, а ширина изменяется от 40 км в верхней части до 60 км у его основания. Конус выноса выдвинут на 100 км и более в юго-восточном направлении в западную кот-
ловину. По центру конуса проходит подводная долина, окаймленная высокими (до 300—400 м) прирусловыми валами. Кроме главного конуса в Дунайской системе подводных каньонов выделяются еще две генерации конусов, сформировавшихся, вероятно, в плейстоцене, когда активность развития мутьевых потоков во время ледниковых эпох была максимальной.
Нечто подобное наблюдается на керченско-та-манском участке континентального склона, где протяженность главных долин системы подводных каньонов доходит до 280 км и выявлено большое число притоков (52). Продольные профили каньонов также вогнутые, с крутым участком в верхней части профиля до глубины 1000—1200 м и пологим у подножия склона. Ширина притоков увеличивается от нескольких сотен метров в верховьях до 2—5 км в низовьях, глубина вреза достигает 815 м. Главные долины расширяются до 8—10 км. Густота сети подводных каньонов и их размеры меняются на разных участках континентального склона.
Наиболее расчленены каньонами континентальные склоны Кавказского, Западно- и Восточно-Пон-тийского районов, Прибосфорья и Болгарского сектора. В этих районах вершины подводных каньонов подходят местами непосредственно к береговой зоне на глубине 5—7 м и участвуют в перехвате вдоль береговых потоков наносов, а главные русла каньонов пересекают континентальный склон с интервалом между тальвегами от 5 до 10—20 км и протяженностью от 15—20 до 100—150 км.
Морфология подводных каньонов имеет общие характерные черты. Их поперечный профиль имеет V- или и-образную форму. С глубиной ширина каньонов увеличивается от 150—200 м у бровки уступа континентального склона до 300—500 м в его средней зоне и до 1,5—5 км у подножия. Резко возрастает и глубина вреза от 10—20 м в вершинных притоках на шельфе до 200—300 м в средней части континентального склона. Днища каньонов плоские, осложненные рифелями и выпуклыми неровностями, что свидетельствует о руслоформи-рующей деятельности мутьевых потоков. Конусы выноса подводных каньонов, сливаясь, создают своеобразный холмистый рельеф подножия континентального склона.
Континентальное подножие Черного моря занимает промежуточное положение между континентальным склоном и ложем центральной котловины на глубине от 1100—1200 до 1800—2000 м. Морфологически это выражено в виде слабонаклонной волнистой аккумулятивной равнины, окаймляющей основание континентального склона. Это своеобразный аккумулятивный шлейф, образованный от слияния многочисленных конусов выноса у устьев подводных каньонов и осадочного материала, по-
ступающего с шельфа и континентального склона в результате сноса, оползней, обвалов или оплы-вин [3, 10, 17].
Континентальное подножие занимает большую площадь (около 25%) по сравнению с континентальным склоном (до 18%). Рельеф наклонной равнины подножия осложнен холмистыми формами, подводными долинами и каналами стока мутьевых потоков, по которым идет разгрузка наносов и снос их вниз. Нижняя граница континентального подножия расплывчатая, здесь нет резких перегибов, и на глубине от 1800 до 2000 м наклонная равнина подножия плавно переходит в днище или ложе глубоководной котловины. Наибольшую ширину (до 90—100 км) континентальное подножие имеет в северо-западной, северо-восточной и юго-восточной частях Черного моря.
Дно котловины. Ложе глубоководной котловины расположено в Центральной области Черноморской впадины. На глубине более 2000 м оно занимает около 34% площади всей морской акватории. Сла-бовыраженный в рельефе дна пологий вал Андру-сова вместе с продолжающим его на юге валом Архангельского разделяют Центральную Черноморскую котловину на две части — западную и восточную. Их субширотная протяженность составляет 450 и 300 км соответственно. Западная котловина наиболее глубокая, здесь обнаружена глубина свыше 2200 м; в восточной — глубина дна колеблется от 2000 до 2160 м. На протяжении кайнозойской эволюции Черноморской впадины в этих котлови-
нах накапливался осадочный материал мощностью до 10—15 км [1, 3].
Днище котловины отличается значительной вы-ровненностью и испытывает слабый наклон с постепенным увеличением глубины от окраин к центру. По морфологии и генезису рельеф можно типизировать как подводную равнину морской конечной аккумуляции. Именно здесь затухают все гидрогенные и гравитационные потоки вещества, скатывающиеся с шельфа по подводным каньонам, материковому склону и его подножию в замкнутые котловины, улавливающие и накапливающие эти осадки.
Заключение. Общий обзор морфологии берегов и дна Черного моря показывает, что в настоящее время черноморский рельеф испытывает унаследованное развитие с голоцена. Однако продолжающееся повышение уровня моря способствует увеличению доли абразионных берегов по всему периметру Черного моря.
На современном этапе эволюции бассейна развитие рельефа Черного моря происходит на фоне глобального потепления климата и повышения уровня Мирового океана. Этот прогнозируемый процесс может привести к экстремальным, а возможно, и катастрофическим событиям в прибрежно-морской зоне. В практике природопользования следует пересмотреть меры по обеспечению экологической безопасности окружающей среды и устойчивому развитию всего Причерноморского региона.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Геологическое строение шельфов Каспийского, Азовского и Черного морей в связи с их нефтегазоносностью. М.: Наука, 1971. 76 с.
2. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. IV. Черное море. СПб.: Гидрометеоиздат, 1991. 430 с.
3. Гончаров В.П., Непрочное Ю.П., Непрочнова А.Ф. Рельеф дна и глубинное строение Черноморской впадины. М.: Наука, 1972. 160 с.
4. Горячкин Ю.Н, Иванов В.А. Уровень Черного моря: прошлое, настоящее, будущее. Севастополь, 2006. 210 с.
5. Джаошеили Ш.В. Реки Черного моря. Тбилиси, 2003. 186 с.
6. Зенкоеич В.П. Берега Черного и Азовского морей. М.: Географгиз, 1958. 374 с.
7. Иванов В.А, Игнатов Е.И., Чистов С.В. Происхождение, история развития и динамика косы Тузла // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зоны и комплексное использование ресурсов шельфа. Севастополь, 2004. Вып. 10. С. 198-206.
8. Игнатов Е.И. Береговые морфосистемы. Смоленск: Маджента, 2004. 352 с.
9. Игнатов Е.И., Чистов С.В. Эколого-геоморфоло-гическая оценка побережья и дна Керченского пролива в связи с решением транспортных проблем // Экол. бе-
зопасность прибрежной и шельфовой зоны и комплексное использование ресурсов шельфа. Севастополь, 2003. Вып. 8. С. 163-174.
10. История геологического развития континентальной окраины западной части Черного моря. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1988. С. 160-221.
11. Каплин П.А., Леонтьев O.K., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Т. Берега // Природа мира. М.: Мысль, 1991. 479 с.
12. Континентальные и островные шельфы. Рельеф и осадки. М.: Наука, 1981. 272 с.
13. Леонтьев O.K., Сафьянов Г.А. Каньоны под морем. М.: Мысль, 1973. 262 с.
14. Муратов М.В. Краткий очерк геологического строения Крымского полуострова. М.: Госгеолтехиздат, 1960. 208 с.
15. Пешков В.М. Галечные пляжи неприливных морей. Краснодар, 2005. 444 с.
16. Попов В.Л., Мишев К. Геоморфология на Българ-ското Черноморско крайбрежие и шелф. София: Изд-во БАК, 1974. 268 с.
17. Туголесов Д.А., Горшков А.С., Мейснер Л.Б. и др. Геологическое строение Черноморской впадины // Докл. АН СССР. 1983. Т. 269, № 2. С. 440-444.
18. Шуйский Ю.Д. Оценка состояния берегов Черного моря в течение ближайших десятилетий // Еко-
лопчш проблеми Чорного моря. Одесса, 2001. Вып. 3. С. 367-373.
Поступила в редакцию 09.02.2009
E.I. Ignatov
CURRENT CONCEPTS OF THE COASTAL
AND BOTTOM RELIEF OF THE BLACK SEA
The article deals with the morphology of the present-day bottom relief and types of coasts of the Black Sea, as well as the general description of principal relief-forming processes which take place at its bottom and coasts.
Key words: coasts, abrasion, accumulation, rock fall processes, continental shelf, continental slope, continental rise, submarine canyons, bottom relief, floor of abyssal depression.
