|
По мере приближения к архипелагу Дахлак и заливу Цула берег приобретает мелкобух- товый характер, что связано с большим количеством коралловых островков вблизи берега. Береговая равнина в значительной степени сложена коралловым известняком, перекрытым рыхлыми отложениями. Там, где берега подрезаны абразией, на поверхности появляются известняки, а на аккумулятивных участках берега окаймлены пляжами или даже заболочены. В целом побережье района залива Хаукиль представляет собой древний бар, перегораживающий вход в реликтовый крупный залив Афар, который сейчас сохранился в виде глубокой впадины, расположенной ниже уровня моря. По всей вероятности, в свое время (ок. 1 млн лет назад) древний залив был перегорожен коралловыми рифами, соответствовавшими уровню моря того времени. В среднем и верхнем плейстоцене (300 тыс. — 250 тыс. и 125 тыс. лет назад) в результате эвстатических колебаний уровня моря образовались морские рифовые формы рельефа [Gasse, Fourni- er% 1982]. Ближе к заливу Цула в приурезовой части выступают на поверхность вулканические породы. Западные берега залива Цула также в основном абразионные, но ближе к порту Массауа они вначале слагаются коралловым известняком, а затем становятся низкими, песчаными, аккумулятивными. Далее на многие десятки километров на север, до самой границы с Суданом, протягивается ровный безжизненный, плоский аккумулятивный берег, размывающийся в настоящее время, за которым в глубь суши протягивается песчаная пустыня, нарушаемая грядами холмов. Только ближе к м. Рас-Каср — пограничному между Эфиопией и Суданом — близ береговой черты, в море, вновь появляются коралловые рифы. Далее на север, от м. Рас-Абу- Джабис до м. Рас-Асис, участок берега вновь принимает извилистые очертания, и здесь возникло множество глубоких бухт и вдающихся в море мысов. Берега этого участка низменные песчаные, изредка покрыты кустарником, вдоль берега протягиваются мангровые заросли. Со стороны моря этот участок не огражден коралловым рифом и местами размывается морем, а в глубь суши пустынная равнина быстро повышается в сторону гор.
Далее на север до самого Суэцкого залива побережье чрезвычайно однообразное и представляет собой выровненную плоскую аккумулятивную равнину, которая со стороны моря на всем протяжении окаймлена почти непрерывной грядой коралловых рифов. Рифы начинаются от бухты Тринки- тат, берег которой настолько отмелый, что при нагонах затапливаются значительные площади суши. Вдоль берега изредка протягиваются гряды дюн. В пределах прибрежной части суши среди песчаной равнины встречаются гряды более древних коралловых известняков высотой от 1,8 до 2,5 м. Общую выровненность берега нарушает залив Дунгу- наб, который образован за южным окончанием песчаного бара, примкнувшего к берегу. Эта аккумулятивная форма, по всей вероятности, в процессе причленения к берегу перекрыла более древнюю низкую коралловую платформу, которая кое-где выступает из-под песчаных отложений при размыве берегов. Коралловый фундамент обусловил мелкобух- товое расчленение берега от м. Рас-Абу- Шагара до м. Рас-^адарба. Далее на север до Суэцкого залива низменный песчаный берег чередуется с абразионными берегами, причем клифы выработаны в коралловых известняках, слагающих низкую прибрежную террасу, однако аккумулятивные берега преобладают.
Суданское побережье Красного моря отличается распространением глубоко вдающихся в сушу разветвленных заливов, морфологически напоминающих риасы или эстуарии. Эти формы рельефа, носящие местное название «марсы», встречаются на участках побережья, окаймленных древними коралловыми рифами. Они образовались при более высоком уровне моря. В период регрессии моря, когда его уровень опустился на 100—120 м, временные водотоки прорезали эти окаймляющие рифы, что способствовало увеличению разветвленности гидрографической сети. Во время последней, фландрской голоценовой трансгрессии русла временных водотоков и расположенные за рифами пространства были частично затоплены. При этом образовались как типичные риасы, так и их сочетания с вытянутыми вдоль берега лагунами, возникшими при затоплении «зарифовой» поверхности. Вдоль Суданского побережья в настоящее время существуют вдольберего- вые миграции наносов, которые способствуют заполнению «марсов» обломочным материалом [Dalongville, Sanlaville. 1981].
Вдоль Египетского побережья Красного моря на высотах 2,10 и 22 м отмечается существование трех террас, сложенных кораллами плейстоценового возраста. Для кораллов, слагающих 2- и 10-метровые террасы, имеются датировки, полученные по Th230/!!234. Терраса высотой 2 м имеет возраст 70 000±5000 и 80 000±6000, а терраса на высоте 10 м датируется 92 000±5000 и 89 000±5000 лет. По подсчетам К. Виха и Р. Гигенгака [Veeh, Giegengack. 1970], Египетское побережье Красного моря за пос-
Песчаные берега Суэцкого канала |
ледние 90 тыс. лет испытало поднятие по крайней мере на 23 м со средней скоростью 0,2 мм/год.
Западный берег Суэцкого залива принципиально мало отличается по морфологии от уже описанных берегов Красного моря. Только в районе города Суэц горные цепи близко подходят к береговой линии, и здесь все береговые формы сконцентрированы в пределах узкого пространства между урезом моря и предгорьями. Горная система со стороны моря ограничена разломами. Предгорья представляют собой слившиеся конусы выноса, прорезанные современными вади. В прибрежной части отмечаются поднятые морские террасы, которые наложены на аллювиальные равнины. Наибольшая высота, на которой встречены морские осадки, —17,2 м, именно на этой высоте отмечается самая древняя терраса, имеющая возраст 44 тыс. лет. На той же высоте и, видимо, того же возраста отмечается терраса и на. восточном берегу Суэцкого залива. Более низкая терраса расположена на высоте 12 м и имеет возраст 37 тыс. лет. На высоте 8 м над ур. м. расположен береговой вал, имеющий возраст 34 тыс. лет. По данным П. Буша и Р. Кука и др. [Buch, Cooke et al. 1980], эта терраса и вал образовались в единую стадию высокого уровня Красного моря, а не в результате последовательного отступания моря. Самыми молодыми и самыми низкими являются морские отложения, слагающие террасу высотой 2 м над ур. м., имеющую возраст 4500 лет. Именно в отложениях этой террасы выработаны современные клифы, которые, как правило, со стороны моря окаймляются песчано- ракушечно-коралловыми пляжами, здесь нередко встречаются сцементированные пля- жевые пески бич-рока.
На восточном берегу Суэцкого залива, на п-ове Синай и в заливе Акаба, по данным А. Гилыпера и Д. Нира [Guilcher. 1979; Mr. 1971], развиты по крайней мере четыре поднятые террасы, представленные древними окаймляющими рифами. Основание рифов сложено крупным аллювием, источником которого послужили продукты выветривания горных склонов в течение холодных периодов. Верхняя терраса (выс. ок. 35 м) имеет возраст около 250 тыс. лет, более низкая (выс. 24—26 м) — 238 тыс. лет. Терраса, расположенная на высоте 16—18 м над ур. м., в отличие от ранее приведенных данных по западному берегу залива имеет возраст около 100 тыс. лет, и самая молодая 2-метровая терраса — голоценовая (10 тыс. лет). Еще одна терраса погребена под современными коралловыми сооружениями. Все эти террасы сложены рифовыми отложениями, которые перекрывают осадки конусов выноса, формирующих в 1*елом прибрежную равнину. Часто древние плейстоценовые рифы разбиты на блоки (на м. Мухаммад — оконечности Синайского п-ова) тектоническими разломами. Южнее п-ова Синай, к северо-востоку от о. Тиран, распространены современные коралловые рифовые сооружения очень узкой вытянутой формы, особенности строения которых также обусловлены тектоникой [Guilscher. 1979]. За древними рифами нередки реликтовые лагуны, в которых из-за высокой солености кораллы отсутствовали. В настоящее время это реликтовые солончаки, имеющие местное название «себхи». Подобные, но уже современные формы развиты и в приурезовой части моря. Вдоль берега прослеживается коралловая платформа, примыкающая к клифу, выработанному в голоцено- вой 2-метровой террасе. Как правило, в тыльной части платформы развит пляж, на котором нередки пласты бич-рока, в некоторых местах, в бухтах, встречаются мангры. Вдоль берега повсюду развит современный узкий окаймляющий риф, который отстоит от берега на расстояние от 200 до 2000 м. Фронтальная часть рифов осложнена поперечными коралловыми грядами и каналами между ними. Эти каналы и гряды связаны не с гравитационными процессами, а с воздействием штормовых волн[6], поскольку их ориентировка точно совпадает с направлением господствующего волнения. По мнению А. Гилыпера [Guilcher. 1979], бухты сложной конфигурации представляют собой затопленные устья древних водотоков, сформированных в последнюю регрессию.
Восточные берега Красного моря мало чем отличаются от западных. Они так же низменны, пустынны, окаймлены большей частью пляжами, а со стороны берега цепями дюнных массивов. В ряде районов из-под песчаных отложений на берегу появляются коралловые известняки, в которых вырабатываются низкие абразионные обрывы. В других местах, особенно на юге и вблизи залива Акаба, на берегу появляются мангровые заросли, окаймляющие плоские низменные участки берега, затопляемые в период штормов. В этих районах на низменных берегах нередки небольшие аккумулятивные формы.
На отрезке между Джиддой и Янбу вдоль моря протягивается береговая равнина. На юге она очень узка, несколько расширена в средней части и достигает ширины 40 км на севере. К востоку равнина постепенно переходит в аллювиальный шлейф, окаймляющий предгорья. Севернее Джидды в пределах равнины прослеживаются 3 морские абразионные террасы на высотах 1, 3 и 10 м над ур. м. Террасы сложены коралловыми известняками. Две низкие террасы располагаются близ моря, а третья примерно в 500 м от него. Радиоуглеродные датировки коралловых известняков, которые слагают эти террасы, показали, что возраст I террасы — 9980±140 лет, II — 18 100±370 и 16 600 ±210 лет, III — 31 000±1350 лет. Косвенные признаки указывают на то, что в середине голоцена уровень моря был несколько выше, чем в настоящее время. Максимальной была трансгрессия в период потепления в середине последнего оледенения, и каждая последующая морская трансгрессия была ниже предыдущей. Однако оценить абсолютную высоту подъема уровня моря пока не представляется возможным, в связи с отсутствием данных о величине неотектонических движений в этом районе [Behairy. 1983].
Почти на всем протяжении берега окаймлены коралловыми рифами, а в южной части большое значение для береговой зоны имеет архипелаг Фарасан, блокирующий берега от воздействия волн. Глубина развития коралловых рифов на банке Фарасан достигает в среднем 44 м и максимум 85 м. Появление кораллов на банке Фарасан произошло 14 тыс. лет назад. Наиболее древняя терраса банки в настоящее время расположена на глубине 110 м [Biewald. 1974]. В целом в морфологии восточного берега Красного моря имеется следующая особенность. Здесь развита серия аккумулятивных форм типа кос, под углом отходящих от линии берега. Косы песчаные, севернее Джидды они ориентированы на север, а ближе к йеменской границе — на юг. В центральной части этого побережья, в районе поселка Аль-Май, вдоль берега протягивается серия песчаных островных баров. Создается впечатление, что в северной части берега под воздействием волн южных направлений, имеющих большой разгон, формируется своя система кос, ориентированных на север, в средней же части побережья волнения северных и южных румбов уравниваются по силе, и преобладает поперечное перемещение, а в южной части уже большее значение имеют северные волнения, и косы ориентированы к югу. Еще южнее полуостров и о. Камаран, блокируют берег от северных волнений, и косы, развитые в районе Ходейды и южнее, уже ориентированы на север, так как большее влияние здесь имеют волны, приходящие из Аденского залива через Баб-эль- Мандебский пролив.
Юго-восточные берега Аравийского п-ова омываются водами Аденского залива, формирование которого, как и Красного моря, определено процессами рифтогенеза. Образование Аденского рифта относится к миоцену, когда возникли две линии крупных разломов, по которым в разные фазы рифтообра- зования происходило излияние вулканических пород. В частности, к первой фазе образования рифта в Аденском заливе относятся черные базальты и лавоагломераты Аденского п-ова, который представляет собой остатки крупного вулканического аппарата щитового типа, а его центральная часть располагалась на современной акватории бухты Аден. К следующей стадии рифтогенеза относится формирование хорошо сохранившегося до нашего времени вулканического конуса, насаженного на остатки более древнего вулкана. В конце первой фазы рифтообразования была сформирована депрессия основной впадины Аденского залива, днище которой располагалось на глубинах около 1000 м. К этим отметкам были привязаны устья основных водотоков Хадрамаут и Эль-Джиз, остатки подводных каньонов, которые обнаруживаются и сейчас при эхолотировании шельфа. Во вторую фазу рифтогенеза оформилась центральная котловина со сложным тектоническим рельефом и излияниями молодых вулканических лав. К началу голоцена был в основном сформирован рельеф бассейна Аденского залива, состоящий из нескольких главных геоморфологических элементов, описание которых дается ниже.
Самыми удаленными от берега являются сильно расчлененные предгорья высотой 200—300 м, сложенные комплексом дислоцированных пород эоцена, мела и юры, залегающих на кристаллическом докембрийском основании. В пределах предгорной пролю- виальной равнины выступают сильнорасчле- ненные останцовые низкие горы, сложенные комплексом вулканических пород, резко выделяющиеся среди однообразных безжизненных равнинных пространств. Для них характерна радиальная эрозионная сеть, которая в ряде мест сильно разрушила вулканические кратеры.
От подножия гор и почти до берега моря в интервале высот от 200 до 40 м протягивается пояс пролювиальных равнин разной степени расчлененности шириной до 25 км. Поверхность равнин осложнена руслами многочисленных вади, которые ближе к предгорьям имеют V-образную форму русла, крутостенные борта высотой 30—40 м и ширину днища не более 40 м. По мере приближения к берегу ширина вади увеличивается до 200 м. Днища вади сложены несортированным материалом от крупных глыб в предгорьях до песков и алевритов на побережье. В сухое время года, т. е. почти всегда, русловые наносы сцементированы глинистым цементом, и их перемещение осуществляется только в периоды редких и сильных паводков после ливней [Никифорову Коротаев. 1982].
Поверхность морской равнины перекрыта
Прибрежно-морской пенеплен с останцовыми возвышенностями на северном побережье Аденского залива |
пролювиальными конусами, дюнами и расчленена многочисленными вади так, что ее первичный морской облик сохраняется только в полосе 200—300 м от уреза моря.
На западном побережье Аденского залива на протяжении 150 км отмечается развитие органогенных рифовых известняков, которые зелегают на базальтах. В ряде случаев известняки слагают четкие морские террасы, встречающиеся на различных отметках до 50 м высоты. Имеются и погруженные рифы, развитые значительно ниже современного уровня. На поверхности некоторых террас обнаружены верхнеашельские и мустьерские орудия доисторического человека. Определение абсолютного возраста террас на отметках +3—13 м показало, что они образовались около 125 тыс. лет назад. Поверхности террас деформированы тектоническими процессами, в некоторых случаях отмечены разрывные нарушения с амплитудой смещения 6—8 м. Максимальная амплитуда тектонических деформаций низких террас около 20 м [Faure et al. 1973].
В пределах Аденской бухты развита плоская, слабоперевеянная поверхность морской террасы высотой не более 5 м. Океаническая сторона томболо, соединяющего вулканический массив Шаман с материком, сложена тонкозернистым слюдистым песком. Отме- лое дно постепенно переходит в плоский песчаный пляж шириной 30 м, за штормовым валом которого начинается полоса перевеянных песков. Внутренняя сторона томболо образована за счет накопления илистого материала на приливных осушках. Генетически такие же системы аккумулятивных форм образовались в районе древних вулканов Джебель-эль-Музалькум и Джебель- Азиз, расположенных западнее, они некогда представляли собой острова, в «волновой тени» которых были сформированы пересыпи.
В пределах аелосредствснно Аденского п-ова берега представляют собой систему скалистых абразионных мысов к аккумулятивных бухт, заключенных между ними. Пляжи в бухтах приурочены обычно к устьям вади, но сложены морским органогенным мелко- и тонкозернистым песком. Внешний склон пляжа переходит в плоскую осушку шириной 15—40 м, а далее в море идет пологонаклон- ное дно, сложенное песком до глубины 4 м. Посреди песчаного дна выделяются выходы скалистого бенча, что свидетельствует о небольшой мощности аккумулятивного слоя наносов. Подводный склон у абразионных мысов сложен коренными породами, прикрытыми тонким слоем органогенного песка. Вблизи уреза нагромождены валуны диаметром до 2 м, которые под водой обросли ветвистыми кораллами. На глубине 1—1,5 м появляются многочисленные колонии массивных кораллов, на глубине 7—8 м подводный склон круто обрывается в сторону моря. Эти наиболее характерные элементы морфологии и динамики берегов в тех или иных сочетаниях встречаются и на других участках побережья.
От м. Рас-Баб-эль-Мандеб берег представляет собой систему абразионных мысов и аккумулятивных бухт, причем мысы чаще всего образованы выходами вулканических пород, которые до недавнего времени были островами, а затем присоединились к берегу томболо. Пологие и открытые аккумулятивные бухты с выровненной береговой линией обычно приурочены к отмелому подводному склону, сложенному органогенным песком. На дне закрытых бухт, ограниченных скалистыми мысами-непропусками для вдольбере- говых потоков наносов, аккумулируются алевритовые илы, берега бухт илистые, осушные. Участки берегов открытого побережья с частым чередованием небольших мысов и бухт относятся к абразионно-аккумулятивному типу, на подводном склоне здесь широко развиты каменистый бенч или ва- лунно-галечные отмостки. Каменистый бенч приурочен к размываемым участкам древних вулканических массивов, а отмостка связана с волновой переработкой отложений пролю- виальных равнин. Встречаются и абразионные берега, которые представлены обрывами высотой от 10 до 120 м. Такие берега протягиваются на расстояние 30 км от м.
Мелкобухтовый абразионный берег Аденского залива к западу от города Эль-Мукалла |
Рас-Шарма до м. Багашва, на 50 км от м, Фартак до бухты Хаор-Хальфур, где развиты самые высокие берега на всем Аравийском п-ове, вдоль бухты Куриа-Муриа и до залива Масира (ок. 200 км). На протяжении 25 км от м. Рас-ар-Рувайс на северо-восток развит в основном абразионный обрывистый берег с редкими небольшими пляжами в маленьких бухтах. Только на одном участке берега — в бухте Саукара — имеется низменный илистый берег, покрытый мангровыми зарослями.
В целом для побережья Аденского залива характерны процессы аккумуляции и увеличения площади берега за счет выдвижения в море участков пролювиальной равнины и формирования томболо и других аккумулятивных форм. На определенной стадии развития абразионного берега, когда появляются значительные по площади участки каменистого бенча, последние из-за небольших уклонов становятся местом накопления перемещающихся вдоль берега наносов и формирования аккумулятивных выступов или кос. Характерной особенностью побережья Аденского залива в отличие от Красноморского побережья является почти полное отсутствие окаймляющих рифов. Они появляются только на восточной оконечности Аравийского п-ова и распространены только в заливах Савкира, Масира и на более северном участке берега — от о. Масира до м. Рас- эль-Кабх. В целом на побережье преобладают миграции наносов в западном направлении, но единого потока наносов нет из-за частых мысов-непропусков [.Никифоров, Ко- ротаев. 1982].
Берега о. Сокотра
О. Сокотра — часть Африканского континента, отделенная от него разломами только в кайнозое. По мнению А. Лаутона [Layghton.
1966], еще в домиоценовое время он входил в единый мегаблок Африканско-Аравийской плиты, отделившись от него в процессе формирования Аденского рифта, начавшегося в миоцене. В основании острова залегают метаморфические породы докембрия, которые перекрываются осадочными породами платформенного чехла. Широко развиты на острове осадки кайнозоя [Bichan. 1970]. Рельеф острова полностью подчинен структурно-геологическим особенностям — направлению основных тектонических линий (разломов и сбросов) и литологии слагающих его горных пород. Следует отметить ярусность рельефа, где выделяются следующие ступени, имеющие предположительно морской генезис: 250—300, 120—150, 15—20, 10—12 и 7—8 м [Острова... 1982].
В целом на побережье о. Сокотра можно выделить два береговых района, соответствующих генетическим типам берега: 1) абра- зионно-аккумулятивный бухтовый, охватывающий западное, северное и восточное побережья острова, и 2) абразиопно-аккумулятив- ный выровненный на южной стороне острова.
На северном берегу острова наиболее изучена Тамридская бухта, занимающая по морфологии переходное положение между западными бухтами, расположенными в устьях крупных вади (Губбет-Шоаб), и восточными, где развиты небольшие абразионные бухты, разделенные скалистыми мысами.
Береговая линия Тамридской бухты неровная и представляет собой чередование аккумулятивных песчаных бухточек, скалистых мысов и абразионных участков берега с невысоким клифом. В настоящее время здесь преобладают абразионные процессы. Аккумулятивные формы развиты только на отдельных отрезках берега и представлены в основном береговыми валами, которые в ряде случаев отделяют реликтовые лагуны. Вдоль берега Тамридской бухты прослеживается несколько древних береговых линий. На высоте 6—7 м над современным урезом выходят останцы косослоистых песчаников с морской фауной, которые представляют собой остатки древней аккумулятивной террасы. На склонах гор в толще плиоценовых отложений на высоте 40—50 м над ур. м. находится более 10 глубоких пещер, которые приурочены к одной высоте и по внешнему
Глыбовый бенч в бухте Губбет-Шоаб. Остров Сокотра |
Размыв берега в Тамридской бухте. Остров Сокотра |
Пляж, окаймленный авандюнадои в бухте Губбет-Шоаб. Остров Сокотра |
облику могут быть отнесены к древним вол- ноприбойным нишам, выработанным в одну из эпох высокого стояния уровня океана. В западной части бухты, также на высоте 50 м над ур. м. располагается древняя террасовид- ная поверхность, сложенная галечным материалом с примесью обломков кораллов. За этой террасой расположено крупное понижение — древняя лагуна [Острова... 1982].
На западном побережье острова одной из самых крупных бухт является Губбет-Шоаб, в вершине которой находятся устья двух сухих долин вади: Брод-Велли и Безымянной. В целом для бухты Губбет-Шоаб характерен процесс заполнения осадками ее вершинной части, но интенсивность аккумуляции в разных частях берега неодинакова и местами сменяется размывом. Широкие песчаные пляжи, сложенные органогенными песками, окаймляют большую часть берегов бухты, отделяют на севере небольшую реликтовую лагуну и перегораживают устья выше названных сухих долин. Размыву подвергаются или останцы коренных пород, или валунно-галеч- ные отложения конусов выноса, подходящих к современному урезу. В цределах берега бухты встречаются волноприбойные ниши, уступы и цокольные террасы на высоте 5—10 и 20—40 м. Подводный склон сложен всюду органогенным песком, причем обращает на себя внимание слабое развитие коралловых колоний.
Южное побережье Сокотры представляет собой низменную террасированную поверхность, окаймляющую 400-метровые обрывы береговой цепи гор. Почти на всем протяжении береговой линии на урезе развиты клифы высотой 3—5 м, а от берега в сторону суши протягивается ровная поверхность, которая ближе к горам сменяется склонами или участками высокой террасы (40—50 м).
Для о. Сокотры в целом характерно преобладание абразионных берегов над аккумулятивными, что связано с дефицитом наносов в береговой зоне. Недостаток материала вызван слабым развитием коралловых рифов в береговой зоне и почти полным отсутствием твердого стока рек и временных водотоков. Кроме того, в пределах берегов острова чрезвычайно большую роль играет процесс цементации карбонатом кальция береговых наносов. Здесь формируется не только бич-рок, но и обширные поверхности поднятых террас, сложенных сцементированными осадками. Рыхлый материал во время ливней часто не достигает берега, цементируясь по пути. Все это обусловливает постоянную нехватку наносов в береговой зоне.
Анализируя вещественный состав пляже- вых и донных отложений, можно сделать вывод о сугубо местных источниках наносов на Сокотре, ограниченных миграциях материала вдоль берега и преобладании поперечного перемещения наносов. Дефицит материала на дне усиливает размыв подводного склона, что может служить одной из причин отсутствия хорошо развитых коралловых рифов острова [Острова... 1982].
Берега Аравийского моря, Оманского и Персидского заливов
От самого восточного мыса Аравийского п-ова Эль-Хадд берег изменяет свое направление на северо-запад, и его рельеф по сравнению с юго-восточным берегом меняется. М. Эль-Хадд аккумулятивный, и вдоль берега почти всюду развиты песчаные пляжи, которые особенно характерны для вершинных частей бухт. Только ближе к порту Маскат берега становятся абразионными, скалистыми и обрывистыми. Аккумулятивные процессы сохраняют свое значение в миниатюрные бухтах, врезанных в скалистые берега.
Далее на северо-запад от Маската до м. Рас- Дибах протягивается низменный песчаный аккумулятивный берег, окаймленный со стороны суши низкой 5-метровой аккумулятивной террасой. Поверхность террасы выровнена, лишена растительности, и только кое-где на ее поверхности возвышаются цепи дюнных гряд. В некоторых местах, особенно близ Маската, на подводном склоне отмечается большое количество каменистых останцов. По мере приближения к м. Рас-Дибах прибрежная аллювиально-морская равнина суживается и имеет ширину несколько сот метров, в ряде мест прямо к берегу подходят предгорья, формируя абразионные мысы, пляжи сохраняются только в небольших бухтах. Берега этого участка приглубые, что способствует абразии прибрежной низменности, окаймляющей предгорья, в пределах которой морские отложения перекрыты аллю- виально-пролювиальными осадками. Собственно м. Рас-Дибах скалистый, но от бухты Факкан, расположенной в 25 км южнее, до указанного мыса протягивается аккумулятивный берег, окаймленный пляжем.
Оман расположен на п-ове Руус-эль-Джаби, который в свою очередь заканчивается сильно изрезанным ингрессионными бухтами небольшим п-овом Музандам. Эти полуострова глубоко вдаются в акваторию и отделяют Оманский залив от Персидского. Восточные берега п-ова Руус-эль-Джаби гористые и большей частью абразионные. Только в бухтах сохраняются аккумулятивные берега, пляжи которых прислонены часто к отмершим абразионным обрывам. Берега п-ова Музандам чрезвычайно изрезаны узкими глубокими и часто извилистыми ингрессионными бухтами типа риасов, образовавшимися при затоплении долин морем гористой оконечности п-ова Руус-эль-Джаби. Здесь, так же как и ранее, пляжи сохраняются только в вершинах бухт. По существу характер западного берега п-ова Руус-эль- Джаби существенно не изменяется. Единственным отличием является относительная
)
его выровненность и отсутствие узких и глубоких бухт.
Южный и юго-западный берега Персидского залива почти на всем протяжении окаймлены коралловыми рифами, в которых имеются широкие проходы к берегу. Грунты перед рифами в основном состоят из коралловых известняков, кое-где перекрытых карбонатными песками или илами. Между коралловыми рифами и берегом располагается большое количество островков, многие из которых песчаные (особенно на п-ове Руус- эль-Джаби), а другие в основании сложены коралловыми известняками, перекрытыми толщей песчаных отложений. Песчаные острова вытянуты вдоль берега, иногда примыкают к нему, отгораживая лагуну, и сложены в основном песком органогенного происхождения, т. е. выброшенным со дна. Волны, преодолевая коралловый риф, разворачиваются по нормали к берегу и получают возможность создавать аккумулятивные формы типа баров и примкнувших террас.
Берега Персидского залива в основном низменные, аккумулятивные, окаймленные песчаными пляжами. Нередко отмечается значительная изрезанность береговой линии, что особенно характерно для южного берега залива западнее порта Абу-Даби, п-ова Катар и юго-западного берега — от залива Сальва до м. Рас-аз-Завр. Здесь отмечается большое количество полуостровов неправильной формы, разделенных причудливо изогнутыми мелководными бухтами. На значительном протяжении берега окаймлены обширными подводными отмелями. Это — типичные ингрессионные берега, т. е. подтопленные наступающим на сушу морем, которое заливает даже незначительные понижения и тем самым достаточно далеко проникает в пределы материковой суши. По всей вероятности, современная ингрессия моря связана с медленным тектоническим опусканием прибрежной суши. Косвенным свидетельством опускания побережья является широкое развитие на берегу солончаковых равнин, образовавшихся в результате подпора грунтовых вод. Частично солончаки (себхи) приурочены и к древним лагунам, образовавшимся при более высоком стоянии уровня моря в четвертичное время. От берега в глубь суши протягиваются обычно обширные плоские пространства песчаной или каменистой пустыни. Изредка близ берега отмечаются холмы, которые или являются дюнами, сложенными морским органогенным песком, как это видно в районе порта Доха, или слагаются коренными породами. Иногда гряды коренных пород подмываются морем, и здесь отмечается развитие абразионных берегов, но чаще размыву подвергаются выходы рифовых известняков, кое-где слагающих основание низменного берега. В целом же абразия на южном и юго-западном берегах Персидского залива развита слабо.
Дата добавления: 2015-08-28; просмотров: 44 | Нарушение авторских прав
<== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |