Восточное побережье Средиземного моря
Восточное побережье, вытянутое в субмеридиональном направлении, входит в состав самой небольшой береговой области Средиземноморья, которая, однако, по своему геолого-тектоническому строению и условиям формирования берегов значительно отличается не только от Северного, но и от Южного Средиземноморья. Основным ее орографическим элементом являются Сирийско-Палестинские горы, имеющие
Современные кварталы Бейрута располагаются на плоском полуострове, ограниченном обрывистыми клифами. На переднем плане — абразионный останец |
параллельную береговой линии ориентировку и объединяющие хребты Ансария, Ливан и Палестинские плато. Их западные предгорья в большинстве случаев имеют вид высоких плато, часто разбитых тектоническими разломами на ряд отдельных массивов. С выходами последних к морю связано образование некоторых небольших полуостровов. В районе города Хайфа такой выступ берега образован массивом г. Кармель, которая возвышается над приморской равниной на высоту 528 м. В целом та или иная степень близости к морю горных склонов определяет четкое деление всей береговой области на две половины: северную — возвышенную и южную — низменную.
Берега северной части области (от залива Искендерун до п-ова Хайфа) преимущественно обрывистые it скалистые. Клифы высотой от нескольких до 30 м выработаны главным образом в меловых или неогеновых известняках, а также в эоловых и морских четвертичных калькаренитах [The encyclopedia of beaches... 1982]. У основания клифов часто выработаны бенчи с очень неровной коррозионной поверхностью. Местами сохранились реликтовые бенчи на высотах 60—80 см над ур. м. Пляжи, как правило, песчаные,
Берега Атлантического океана
реже — галечные. В нижней части пляжей нередки корки бич-рока.
Серии морских террас прослеживаются вдоль всего Сирийского и Ливанского побережий на высотах от 2 до 140 м [Грацианский. 1971].
Небольшие прибрежные равнины развиты на севере и юге Сирии и южнее Сайды, однако нигде их ширина не превышает 3 км. Наибольшей ширины и протяженности они достигают вдоль южного побережья Ливана, которое благодаря хорошим пляжам и мягкому теплому климату считалось (до военных разрушений Израилем) «туристическим раем» Восточного Средиземноморья.
Берег в целом характеризуется отступанием, иногда быстрым (как у Акко), чему в немалой степени способствует изъятие пля- жевого материала для строительства [The encyclopedia of beaches... 1982].
К побережью Ливана приурочен один из первых- примеров масштабного вмешательства человека в природу береговой зоны [1п- тап. 1978]. В 332 г. до н. э. по распоряжению Александра Македонского за 6 месяцев была сооружена земляная дамба длиной до 1 км для облегчения вторжения его войск в островной город-крепость Тир (ныне ливанский город Сур). С помощью такого оригинального решения военной задачи город, как известно, был взят Александром и частично разрушен, а дамба постепенно перехватила вдольбереговой поток наносов, что вызвало активную аккумуляцию песчаного материала на этом участке. В результате Тир стал первым крупным искусственным томболо, который существует и по сей день. Это основная аккумулятивная форма рельефа на Ливанском побережье.
Берега южной части области в основном аккумулятивные выровненные. Горы здесь значительно отступают от береговой линии, и к морю подходит широкая низменная равнина, сложенная морскими неоген-плейстоценовыми отложениями и испытывающая медленное и длительное (вероятно, с плиоцена) тектоническое прогибание.
Основным берегоформирующим фактором являются волны с преимущественной высотой менее 2 м (81%), крупные волны (выс. 4—8 м) имеют повторяемость лишь 4%. Основные штормы приурочены к периоду ноябрь — май. Максимальная величина приливов 0,5—0,6 м [Bowman. 1981]. Весьма существенны летние зыби, которые подходят к берегу почти под прямым углом.
В этих геологических и гидрологических условиях сформировался почти прямой, открытый аккумулятивный берег, окаймленный со стороны суши низкими древними и современными эоловыми грядами. Общее вдольбереговое перемещение наносов направлено с юга на север. Пляжи имеют ширину на юге области до 100—200 м, на севере — 30—70 м (местами отсутствуют вовсе) и сложены среднезернистым, хорошо отсортированным песком, в основном кварцевого (50—60%) состава. Песчаный материал поступает главным образом от устья и аван- дельты р. Нила, что доказывается минералогическим и гранулометрическим родством пляжевого материала этих районов. Большие запасы песка имеются и на подводном береговом склоне. Вся современная континентальная окраина Юго-Восточного Средиземноморья является результатом накопления нильских терригенных осадков, принесенных с раннего плиоцена действующими здесь контурными течениями, направленными против часовой стрелки [Almagor, Hall. 1981].
Обилие прибрежных запасов песка, малые уклоны подводного берегового склона способствуют формированию почти вдоль всего аккумулятивного берега двойной системы серповидных подводных валов [Eitam et al. 1978; Goldsmith et al. 1982]. Они очень четко представлены, например, севернее Атлита, где для них характерны относительная динамическая стабильность внешней ветви двойной системы, связь внутренних валов с пляже- выми фестонами, сезонная устойчивость валов и миграция в масштабе нескольких лет.
Изменения пляжа носят сезонный характер [Bowman. 1981 а]. Морфология пляжа, его ширина, бюджет песка также отличаются цикличными изменениями в течение года, но сильно различаются на разных участках, где большое значение имеют местные специфические условия. В целом ежегодно отмечается повсеместный размыв и отступание береговой линии (у Мааган-Михаель — в среднем на 23 м) в штормовой период и аккумуляция, выдвижение берега (в среднем примерно на 32 м) в период зыбей [Eitam et al. 1978]. В этом процессе важную роль играет ветер. С действием сильных, устойчивых восточных ветров могут быть связ- ны 2 дополнительных малых периода (октяорь—декабрь и апрель — май) наращивания берега, когда значительное количество песка выносится ветром с суши и вызывает аккумуляцию на подводной части пляжа. Эоловое поступление песка отмечается до глубин по крайней мере 6—7 м.
Во время сильных штормов волны местами достигают прибрежной гряды стабильных береговых дюн, сложенных плотными плейстоценовыми эолианитами. В окрестностях Аскалона (65 км южнее Тель-Авива) штормовые волны легко перехлестывают узкий (5— 40 м) песчаный пляж и размывают береговой уступ, выработанный в древних эоловых накоплениях [Marcus. 1978]. Разрушению береговых склонов способствует дождевой сток (до 450 мм атмосферных осадков в период с октября по апрель). Эрозия усугубляется воздействием человека в процессе рекреационного использования побережья и за счет выпаса скота на береговых склонах.
Вмешательство человека в динамику береговой зоны имеет в этом районе давнюю историю, начало которой было положено в 10 г. до н. э. строительством каменного мола у порта Цезарея [Inman. 1978]. Мол был выдвинут от берега в море на 450 м и действовал как весьма эффективная ловушка для песчаных наносов, движущихся вдоль берега в северном направлении. В результате с южной стороны мола стала происходить интенсивная аккумуляция песчаного материала, часть которого под влиянием превалирующих здесь юго-западных ветров выносилась в сторону суши и перекрывала южную часть города. Одновременно с этими процессами с северной стороны портовой гавани, перегородившей поток наносов, развивалась абразия берега, которая частично разрушила сооруженный близ моря в 100 г. н. э. водопровод, снабжавший город питьевой водой. В последующие столетия водопровод неоднократно разрушался морем. Между VI и VII столетиями н. э. песок, очевидно, стал обходить гавань, что уменьшило абразию низового участка, но потребовало перекрытия нижнего акведука сводом для защиты его от заносимости песком. Таким образом, уже в начале нашей эры взаимодействие человека с природными береговыми процессами носило сложный характер.
Южное побережье Средиземного моря
На юге Средиземное море на большом протяжении омывает северный край огромной древней Африканской платформы, где к морю подходят невысокие денудационные равнины и плато. Непосредственно в узкой прибрежной полосе располагаются низкие морские, реже аллювиальные равнины, в том числе огромная многолопастная дельта р. Нил. Морской край платформенной суши имеет плавные очертания и осложнен лишь одним крупным п-овом Барка, который образован выступом известнякового плато Эль- Ахдар высотой до 876 м. Плато полого спускается в сторону континента, а к морю приближается (на севере) крутым уступом, расчлененным глубокими корытообразными сухими руслами уэдов*. Значительно выдвинутый,к северу, п-ов Барка располагается на пути приносящих влагу циклонов и получает в 2—3 раза больше атмосферных осадков (500—600 мм/год), чем окружающие полупустынные районы Ливии.
На западе характер южного побережья Средиземного моря резко меняется. Здесь преобладает горный рельеф, обусловленный вытянутыми параллельно береговой линии цепями Атласских гор. Последние в прибрежной части моря представлены горными хребтами Эр-Рифа и Тел ль-Атласа. Это крайний юго-западный элемент альпийского пояса Средиземноморья. Наиболее высокий (свыше 2000 м) горный хр. Эр-Риф имеет сложное складчатое, местами надвиговое строение, обладает чертами рельефа альпийского типа и характеризуется крутыми скалистыми северными, преимущественно известняковыми, склонами и более пологими южными склонами, сложенными палеогеновым флишем. На востоке флишевая зона также выходит к побережью. Телль-Атлас представлен серией коротких хребтов, образующих три параллельные берегу цепи.
Приливные колебания уровня здесь очень малы и в среднем составляют 0,3 м. Лишь у восточных берегов Туниса наблюдается наибольшая для всего моря величина прилива: в порту Сфакс максимальный прилив 1,5 м, минимальный — 0,9 м. Высота волн обычно не превосходит 5 м и в среднем составляет 1,3 м с периодами 7—8 с. Однако в 1934 г. во время ураганного шторма на рейде города Алжир были отмечены волны высотой до 9 м (дл. 200 м), которые разрушили один из молов порта. Развитие волнения носит ярко выраженный сезонный характер с сильными зимними (ноябрь — конец марта) штормами и относительно спокойным летним (апрель — октябрь) периодом. Основное направление подхода волн к берегу — с северо-запада, на алжирско-марокканском побережье важны также ветры и волнения с запада. Такое направление волн обусловливает преобладание вдольберегового перемещения наносов к востоку. Однако возможны и противоположно направленные подвижки наносов, особенно весной и осенью, когда могут действовать ветры с северо-востока. Для некоторых участков побережья весьма существенны также (главным образом в жаркое время года) сухие южные и юго-восточные ветры (сирокко), с которыми связаны пыльные бури. Во время их прохождения с континента в море выносится много песка и пыли.
В связи с относительной однородностью физико-географических условий на большом протяжении южного побережья Средиземноморья морские берега не отличаются разнообразием. Тем не менее изучены они пока весьма слабо. Исключение составляют египетские берега, особенно участки, прилегающие к дельте величайшей реки мира — Нила.
Берега крайнего восточного сектора побережья находятся под непосредственным влиянием выносов р. Нил, которые определяли особенности осадконакопления в этом районе начиная с плиоцена [Coleman et al. 1981]. Аллювиальный материал постепенно заполнил широкий древний морской залив, существовавший между известняковыми плато на месте платформенного прогиба. Общая тенденция к выдвижению была характерна для дельты также на протяжении всего голоцена. В настоящее время огромная нильская дельта продолжает оставаться наиболее выдающимся элементом прибрежного рельефа. Она занимет площадь 12 500 км[5] и имеет в плане классическую дельтовую форму. Именно ее сходство с греческой буквой «дельта» (А) и послужило основой для присвоения, вслед за Геродотом, этого названия приустьевым аллювиально-морским равнинам.
Морской край дельты сильно выровнен серией береговых баров, сформированных волнами путем переработки речных выносов. Бары отчленяют от моря несколько крупных мелководных лагун. По сопоставлению с расположенными западнее приморскими районами, где имеется серия древних литифициро- ванных береговых валов (самый молодой относится к доримскому времени — возраст порядка 5—2,5.тыс. лет), хорошо коррелируемых с террасами Нила [Shukri et al. 1955], формирование песчаных баров-пересыпей в пределах дельты предположительно увязывается с послеримским временем [Сабрути. 1972]. Современная эволюция баров происходит при сложном сочетании процессов морской абразии и аккумуляции и процессов эоловой обработки и выноса песчаного материала в лагуну или обратно в море.
По археологическим данным установлено, что за последние А—5 тыс. лет морской край дельты выдвинулся на разных участках на расстояние от 5 до 15 км [Сабрути. 1972]. Нарастание берега шло за счет песка и ила, выносимых главными речными рукавами — Розеттой и Дамьеттой. Объемы этого материала были велики (до 134 млн т/год), и это обусловило значительное выдвижение устьев рукавов в море.
Однако возросший разбор речной воды на орошение и строительство плотин как в самой дельте, так и за ее пределами (за период 1902—1912 гг. в 400—900 км выше Каира построены плотины Ассиутская, Эс- негская и Асуанская) вызвали сокращение выносов Нила в море, что сначала замедлило рост приустьевых кос, а затем (с 20-х годов нашегр столетия) привело к их размыву со всевозрастающей скоростью. В интервале времени 1914—1970 гг. приустьевые рыступы Розетты и Дамьетты потеряли соответственно 1,7 и 1,8 км2 площади [Bird. 1976]. Размывом были затронуты и межустьевые участки берега.
Размыв морского края дельты, начавшийся в целом, вероятно, еще в прошлом веке, значительно усилился после сооружения высотной Асуанской плотины в 1961—1964 гг. [Ог- lova, Zenkovich. 1974; Coleman et al. 1981, и др.], которая резко сократила твердый и жидкий сток реки в море. Если до 1964 г. количество взвешенных наносов, достигавших морского берега, превышало 111 млн т/год, то сейчас лишь небольшой объем воды и тонкого материала проходит через устье Розетты, а Д&мьетта вообще лишилась стока, и ее устье замывается волнами. Это привело к почти повсеместному размыву дельтовых берегов, получавших питание наносами из речных рукавов в процессе вдольберегового траспорта осадков к востоку.
О восточном переносе песка свидетельствуют многие морфологические признаки (особенно строение аккумулятивных пересыпей). Об этом же говорит огромный объем аккумуляции песчаного материала с западной (наветренной) стороны главного оградительного мола в устье Суэцкого канала. Скорости нарастания берега здесь были столь велики (до 15 м/год), что первоначальной длины (2,8 км) мола вскоре оказалось недостаточно для ограждения канала от заносимости, и мол неоднократно на протяжении нашего столетия удлинялся, пока не достиг 8 км с выводом его головной части на глубину моря 11 м. Накопление материала здесь продолжается даже в условиях современного дефицита наносов.
Восточнее нильской дельты j сокращение речного выноса пока еще сказалось, по-види- мому, не особенно сильно. Недостаток речного питания постепенно пополняется в потоках наносов, огибающих дельту, за счет берегового и донного размыва. Поэтому у границы с восточным побережьем Средиземного моря мощность вдольберегового потока наносов все еще составляет 0,3—0,5 млн м3/год [Goldsmith, Golik. 1980].
Размыв берегов дельты Нила привел к неприятным последствиям для ряда курортных центров. Наиболее сильно пострадал от процессов размыва курорт Рас-Эль-Бар, располагающийся на западной, приустьевой косе рукава Дамьетта. Здесь во время зимних штормов 1964—1970 гг. в условиях дефицита наносов было уничтожено два ряда домов и началось разрушение третьей линии курортного поселка [Зенкович. 1970]. По данным повторных съемок (1913—1963 гг.), берег на этом участке отступал со скоростью 8 м/год, а после 1964 г. — 10—15 м/год [Сабрути. 1972]. Материал абразии частично перемещается к юго-западу, где в вогнутости берега пляжи находятся в стабильном состоянии, а местами берег даже нарастает со скоростью 6 м/год.
В несколько меньшей, но все же значительной степени от волнового размыва пострадали курорт Балтим (самая северная точка нильской дельты) и городок Эль-Бург, расположенный в устье пролива, соединяющего с морем лагуну Буруллус. Разрушению здесь подвергаются первые ряды домов, были подмыты и опрокинуты бесфундаментные волноотбойные стенки и уничтожен полностью пляж перед ними, а за пределами строений размываются песчаные береговые дюны.
Абразия берега вызвала также смещение, расширение и углубление проток, связывающих с морем крупные лагуны Идку, Буруллус и Манзала, где сосредоточены основные рыбные промыслы. Изменение параметров проток улучшает связь лагуны с морем и может привести в дальнейшем к осолонению их вод и снижению рыбных запасов. Это вызывает также повышение уровня лагун и увеличение угрозы нагонного затопления их низких южных берегов, которые в ряде мест рекультивированы (или подлежат этому) и используются под ценные сельскохозяйственные угодья [Сабрути. 1972]. Приведенные факты еще раз свидетельствуют о тонком и сложном механизме взаимодействия природных процессов в береговой зоне моря.
Берега обширной центральной части южного побережья Средиземного моря относятся к абразионному и абразионно-аккумуля- тивному типу, несмотря на общую равнин- ность побережья. На многих участках близ моря располагаются морские или аллю- виально-морские плейстоценовые равнины с комплексом форм берегового рельефа. Последние очень четко представлены в районе Арабского залива (западнее дельты р. Нил), где в рельефе приморской равнины прослеживается серия спрямленных береговых валов в интервале высот от 3 до 110 м [Shukri et al. 1955]. Валы сложены литифици- рованными плотными оолитовыми или ракушечными песками,' что и определило их хорошую морфологическую сохранность. Здесь насчитывается 9 параллельных последовательно развивавшихся гряд, из которых самая молодая имеет доримский возраст (5—2,5 тыс. лет), а самая древняя относится к ранне- сицилийскому времени (нижний плейстоцен). Высота этих древних форм берегового рельефа закономерно убывает к востоку, что, по- видимому, связано с продолжающимся прогибанием депрессии под дельтой Нила. Наличие серии береговых валов может свидетельствовать о проявлении с раннего плейстоцена унаследованности развития береговых форм и процессов в этом районе и о длительном постоянстве здесь природных условий [Леонтьев. 1960].
Три самых молодых вала участвуют в строении пересыпи, отделяющей от моря озеро-лагуну Марьют. Последняя наследует древнее лагунное понижение, располагавшееся за верхнеплейстоценовым валом. Прочно сцементированные оолитовые известняки, слагающие древние береговые формы, образуют ряд резких выступов как в пределах лагуны, так и на морском берегу (м. Абу- Кир), а остатки размытой части наиболее древнего вала известны в море в виде каменистых рифов Колоуден. Самый молодой вал — голоценовый высотой 3—5 м — развит только в районе Александрии. Он сильно размыт и выступает в западной части города в виде небольшого полуострова.
На поверхности этой вехнеплейстоцен- голоценовой пересыпи располагается второй по величине после Каира город и основной средиземноморский курорт Египта — Александрия. Узкие (8—12 м) пляжи Александрии за последние 40 лет (после сооружения набережной) медленно отступают со средней скоростью 0,2 м/год [El-Wakeel et al. 1980]. Лишь на отдельных участках отмечается аккумуляция наносов, особенно продолжительная у Анфуши (центральная часть 42-километрового отрезка александрийского берега), где скорости наращивания пляжа составили 1,25 м/год.
Средний из трех александрийских валов — так называемый Береговой бар — наиболее протяженный из всей серии реликтовых плейстоценовых береговых форм. Он протягивается вдоль берега моря от Александрии по крайней мере до египетско-ливийской границы, т. е. на расстояние более 500 км [Shukri et al. 1955]. Средняя высота его гребня около 10 м. Вал датируется позднемонастирским временем (средний плейстоцен). В генетическом отношении некоторыми исследователями он рассматривается как реликтовая гряда береговых дюн. С изгибами этой прочной формы рельефа, сложенной сцементированными песками, связано появление многих небольших выступов берега с низкими каменистыми клифами.
Аналогичное с побережьем Арабского залива строение имеет приморская равнина залива Сидра (Б. Сирт). Унаследованное развитие морских аккумулятивных форм здесь также прослеживается в течение по крайней мере всего плейстоцена [Айбулатов, Никифоров. 1982]. Плейстоценовые береговые формы — гряды высотой А—И м — четко выражены в рельефе прибрежной равнины восточного побережья залива, в полосе шириной около 16 км. Они протягиваются субпараллельно современной береговой линии на десятки километров и сложены калькарени- тами. Морфологические особенности и состав осадков этих форм рельефа свидетельствуют о том, что они созданы в основном при поперечном перемещении наносов и в генетическом отношении являются барами, которые фиксировали положение уровня моря в разные стадии развития залива. Некоторое расширение, расщепление и изгиб их южных окончаний говорят о влиянии также вдольберегового транспорта наносов, действовавшего с их внешней стороны в направлении с севера на юг.
Древние бары, вероятно, отчленяли обширные лагуны, которые впоследствии были заполнены осадками и сейчас имеют вид плоских солончаковых понижений.
Плейстоценовые калькарениты того же состава слагают цоколь всей приморской равнины и верхней части подводного склона. На высотных отметках около 30—50 м они прислоняются к миоценовым известнякам. Геологическая карта содержит некоторые указания на присутствие в этом районе морских аккумулятивных форм также миоценового возраста. Возможно, процесс унаследованного развития баров имеет здесь еще более длительную, чем в Арабском заливе, историю. Сходное строение имеют и другие участки побережья залива. Древние лагунные понижения за реликтами плейстоценовых валов широко развиты на западном побережье залива, где их ширина достигает 10 км на юге и 50 км на севере. С материковой стороны они окаймлены миоценовыми известняками, а с морской — калькаренитами так называемой гаргарешской серии (средний плейстоцен), слагающими параллельные берегу валы.
Фрагмент схематической геолого-геоморфологической карты одного йз участков восточного побережья залива Б. Сирт [Айбулатов, Никифоров. 1982] |
Показательно, что современные береговые процессы носят тот же характер. На восточном побережье залива активно формируется песчаный береговой вал с серией мобильных береговых дюн (выс. 10 м) за ним. Их осадки аналогичны плецстоценовым образованиям и отличаются лишь отсутствием литификации. Морфологический облик вала и участие ракушечного детрита и оолитов в составе пляже- вых отложений говорят о преимущественном поступлении наносов со дна залива, хотя влияние вдольберегового транспорта осадочного материала проявляется прежде всего в увеличении ширины современного аккумулятивного комплекса в сторону движения потока наносов: от нескольких сот метров у Бенгази до 7 км на юге. За грядой дюн обычно протягиваются солончаковые лагунные понижения.
Современный береговой вал формируется также и вдоль южного побережья залива. Однако здесь он (выс. 2 м, шир. 15 м) прерывист, лучше выражен на пологих мысах и сложен неокатанными глыбами калькаренита. Пляжи, сложенные среднезернистыми ракушечными песками (шир. 20—75 м), развиты гораздо меньше и приурочены в основном к восточной части южного побережья залива. Обычно они сопровождаются генетически с ними связанными отдельными песчаными эолОвыми холмами высотой до 15 м и шириной около 50 м, со слабым закреплением кустарником. За дюнами и береговым валом протягивается почти непрерывная полоса солончаковых лагун.
Абразия среднеплейстоценовых калькаре- нитов обусловливает появление низких, часто ступенчатых клифов высотой до 1,5 м, участие которых в строении южного берега залива Сидра заметно увеличивается в западном направлении.
Древние и современные лагуны с отделяющими их от моря барами-пересыпями широко представлены также в районе соседнего залива Габес.
Таким образом, почти для всего южного равнинного Средиземноморья в течение плейстоцена и голоцена были характерны процессы барообразования, унаследованно повторявшиеся в разные стадии развития морского бассейна. Они сопровождались процессами интенсивной литификации морских песчано-ракушечных осадков, что свидетельствует о сохранении (или повторении) полупустынных климатических условий в течение весьма длительного времени. Основным источником современных и древних береговых осадков являлись прибрежные участки морского дна, где на протяжении нескольких эпох формировались однотипные карбонатные, оолитовые и детритусово-ракушечные отложения.
Формирование морских баров особенно активно происходило в крупных, широко открытых заливах, постепенно сокращавших свою площадь. На севере п-ова Барка, где к морю обрываются крутые склоны известнякового плато, преобладали абразионные процессы.
Берега крайней западной части южного побережья Средиземного моря располагаются в зоне альпийской складчатости, где крутые горные склоны близко подступают к морю. Гористость побережья увеличивается с востока на запад, и в этом же направлении возрастает роль скалистых береговых обрывов. Однако уже на восточном побережье Туниса (севернее залива Габес) значение абразии в развитии берега достаточно велико. Характерно, что процесс современного размыва захватывает не только мысы, но и вогнутости берега. Так, у Салакты (севернее м. Рас-Кабудиа) море размывает полузатопленные голоценовой трансгрессией руины романского времени и подбирается к современным жилым постройкам. Наиболее значительный аккумулятивный участок располагается вдоль залива Хаммамет, где имеется даже небольшая лагуна с песчаной пересыпью, осложненной дюнами. В целом для восточного побережья Туниса особенно характерны низкие каменистые берега, площадки бенчей, невысокие клифы, подводные и надводные скалистые гряды.
Весьма показателен выступ берега у города Монастир, где морская цокольная платформа тирренского возраста (средний плейстоцен) была приподнята по региональному разлому примерно на 50 м [Paskoff, Sanlaville. 1981]. Разлом отсекает весь монастирский выступ от заболоченной низины Себкхи-оф-Сахлайн и на севере имеет вид уступа высотой 30 м, который к югу постепенно снижается и выпо- лаживается. Вертикальный подъем морской террасы сопровождался горизонтальным смещением по разлому по крайней мере на 500 м. Терраса выработана в деформированных неогеновых глинах, песках, мергелях и мягких песчаниках и перекрыта маломощным (3—4 м) покровом морских среднеплейстоценовых осадков с богатой фауной моллюсков. С дополнительным поперечным разломом связаны деформация террасы, дробление ее на два уровня (выс. северного 30—31 м, южного —; 15—20 м) и появление значительного наклона к юго-юго-востоку. Все это непосредственно сказывается на морфологии современных берегов: на востоке монастир- ского выступа развиты низкие каменистые берега, а к северной (возвышенной) части приурочены высокие активные клифы. Разрушение романской мозаики, расположенной
примерно на линии главного разлома, свидетельствует о продолжении тектонической активности и в наше время.
К среднеплейстоценовой морской террасе южнее города Монастир приурочен типичный береговой бар, вершина которого достигает 20 м над ур. м. Он сложен литифициро- ванными биокластическими песками, перекрытыми песчаными эоловыми накоплениями. Такие древние (среднеплейстоценовые) формы рельефа морского происхождения чрезвычайно широко распространены на восточном побережье Туниса [Oueslati et al. 1982]. Почти непрерывной полосой они протягиваются субпараллельно современному берегу на высотах до 30 м в полосе Мелло- улеч — Шебба — Махдия — Монастир, известны у Херглы и на п-ове Бон. Таким образом, процесс образования баров, столь характерный для центральной части Южного Средиземноморья, затронул и этот район, хотя, возможно, был более локализован во времени.
Северное побережье Туниса более возвышенное. Склоны гор нередко круто обрываются к морю, образуя скалистые берега с небольшими, но резко выступающими мысами. Наибольшее расчленение берег приобретает на северо-востоке Туниса, где к морю подходят торцовые части периферийных хребтов Атласских гор. Приустьевые участки тектонических долин заняты заливами, где активно протекают процессы морской и речной аккумуляции. В ряде мест эти процессы имеют длительную историю.
Город Алжир — столица одноименного государства — располагается на приморских склонах невысокой горной гряды и каскадами спускается к морю |
tesi щ |
Гавань Бени-Саф располагается в небольшой бухте с песчаным пляжем у ее вершины. Прибрежные воды Алжира богаты сардиной, анчоусами и тунцом, которые вылавливаются малыми рыболовецкими судами. На заднем плане видны крутые береговые уступы, весьма характерные для Алжирского побережья |
В районе самого большого — Тунисского залива эволюция аккумулятивного берега реконструирована на протяжении нескольких тысячелетий и в значительной степени увязывается с выносами основной реки этого побережья — Меджерды [Thornton et al. 1980]. Усиленное заселение этого побережья в романское время (начиная со 146 г. до н. э.) сопровождалось интенсивным сведением лесов в бассейне реки, что вызвало значительное повышение скоростей денудации и соответствующее увеличение твердого стока реки. Ее дельта начала активно выдвигаться в море, постепенно заполняя прилегающую бухту. Обилие песчано-илистого речного материала усилило вдольбереговой поток наносов, направленный под влиянием господствующих волнений с севера и северо-запада в
Дата добавления: 2015-08-28; просмотров: 44 | Нарушение авторских прав
| <== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |
