Черное море

Плейстоценовая история Черного моря начинается с чаудинского бассейна. Береговая линия этого бассейна совпадала в значительной степени с современной и выходила за ее пределы только в Риоиском заливе, на Таманском и Керченском полуостровах, в Северном Приазовье, низовьях Днепра и в дельте Дуная.

Чаудинский бассейн был солоноватым и имел односторонний сток в Средиземное море через Босфор и Дарданеллы. Через Манычский пролив осуществлялась связь с Каспием (бакинский бассейн). В начале среднего плейстоцена Черноморская котловина была занята также солоповатоводным древнеэвксинским бассейном, границы которого были близки к границам чаудинского, но в некоторых районах древнеэвксинский бассейн заливал более обширные территории.

Он был связан с хазарским бассейном Каспийского моря через Манычский пролив. В конце среднего плейстоцена отмечается проникновение в Черноморскую котловину среднеземноморских элементов - образуется узунларский бассейн. Его распространение отмечается только в Крымско-Кавказской области, береговая линия, вероятно, проходила внутри современной.

В начале позднего плейстоцена распространялась карангатская гляциоэвстатическая трансгрессия, при которой осолоненио (до 30°/оо) и иммиграция стеногалинной и термофильной фауны (Paphia scenescens (Сое), Cardium tuberculatum L., Scrobi-cularia plana и др.) охватили не только Азовское море, но и Манычский пролив вплоть до долины Восточного Маныча [Архангельский, Страхов, 1938]. Карапгатская трансгрессия достигала максимальных масштабов в рамках плейстоцена. Ее уровень был на 8-12 м выше современного.

Эта трансгрессия достаточно надежно коррелируется с эпохой рисс-вюрмского (микулинского) межледниковья, в пользу чего свидетельствуют не только геологические [Федоров, 1963], но и археологические [Muratov, 1969] аргументы. В частности, большая часть кавказских местонахождений мустье связана с нокровпыми отложениями, перекрывающими карапгатскую террасу или ее речные аналоги. С этими отложениями связана Ильская мустьер-ская стоянка на Кавказе, а возможно, и стоянка Староселье в Крыму.

В районе Судака в Крыму П. А. Каплипым и Е. Н. Невесским был найден характерный мустьерский наконечник непосредственно в морских отложениях карангатской террасы [Гвоздовер, Невесский, 1961]. Абсолютный возраст раковин из карангатских отложений, определенный ураново-иониевым методом X. А. Арслановым и Н. И. Тертычным по образцам из террас Западного Кавказа и Керченско -Таманской области, оказался в пределах от 74000±3000 (ЛУ-404В) до 88000±3000 лет (ЛУ-403В).
Карантатская терраса и отложения со средиземноморской фауной известны по всему периметру Черноморского бассейна" Вместе с тем надо иметь в виду, что Черноморский бассейн трижды испытал подобного масштаба осолонения и иммиграцию средиземноморской фауны во время ашейской, собственно карангатской -и сурожской трансгрессий в конце позднего плейстоцена [Muratov et al., 1974].

Границы карангатского моря почти повсеместно были близки к современным. Следы незначительных ингрессий отмечаются только в устьях крупных рек - Дона, Днепра, Буга. Более существенные территории, по-видимому, были захвачены ингрес-сией в дельте Дуная, Манычском проливе и Рионской низменности.

В карангатское время в нижних частях гор кавказского побережья сформировался покров красноцветных отложений и кор выветривания. Первоначально подобный покров карангатского возраста был обнаружен в районе Лазаревской [Островский, Щеглов, 1969], но в свете последних исследований его можно реконструировать вдоль всего кавказского берега Черного моря от Батуми до Геленджика. Это говорит о том, что во время последнего можледникопт.я климат кавказского побережья был значительно теплое современного.

В Крыму и Приазовье климат был несколько прохладнее и суше, чем на Кавказе, но все же существенно теплее современного. В двух разрезах карангатских отложений - на р. Гумиста п у Нижних Эшер вблизи Сухуми, а также в обрывах Чокра-кского озера на берегу Керченского пролива известны морские осадки с солоноватоводной каспийской и пресноводной фауной.

Такие условия, например, зафиксированы для разрезов Колка и Вяэна-Йыесуу во время ранневалдайского межстадиала (исследования И. Д. Данилова, Э. Д. Лийвранд, Г. Н. Недешевой, А. В. Раукаса и Т. И. Смирновой с применением литолого-минералоги-ческих и микропалеонтологических методов & 1968-1970 гг.). Изучавшиеся отложения, однако, представляют собой не типичную морену, а подморенные алевриты (Колка) .или межморенные алевритовые глины (Вяэна-Йыесуу).

Такие фракции, вероятно, накапливались в опресненных морских бассейнах, отличавшихся низкой температурой воды. А. В. Раукас и Э. Д. Лийвранд [1971] допускают, что в районе Вяэна-Йыесуу ледово-морские условия могли сложиться на заключительных этапах отступания ледника, отложившего нижнюю морену, и в самом начале последнего наступания льдов.

Эти локальпые данные служат единственным, хотя и весьма ограниченным, аргументом в подтверждение концепции гляциомаринизма применительно к Балтийскому региону. Четко выраженные автохтонные горизонты ледниково-морских отложений здесь не выявлены. Голоцен. Позднеледмиковая история Балтики начинается с плотинных водоемов, смещавшихся вслед за краем убывавшего последнего ледникового покрова.

Самые древние плотинные озера возникли на крайнем юго-западе Балтийской котловины еще в данигляцпальное время. На юге Швеции было установлено существование плотинного оз. Шёбу в начале готигляциала (около 13 тыс. лет назад), когда накапливались скопские морены. Ко времени отступания льдов из Скопе относится ра.нштие солоиопатоводного бассейна (арктическое море ломма) па юго-западе Балтийской котловины.

Весьма вероятно, что это начальная стадия поздпеледникового Н'мьдневого моря, выделявшегося К. К. Марковым [1933. 1935], М. Саурамо [Sauramo, 1958] и другими исследователями. Дальнейшее отступание льдов к северу во время бёллинг-ского межстадиала сопровождалось спуском местных плотинных озер и распространением южно-балтийского приледнико-вого бассейна к востоку.
Следы эпизодических местных плотинных озер, обычно занимающих небольшую площадь, сохранились на склонах возвышенностей на абсолютных высотах до 200 м и более. Эти водоемы последовательно соединялись между собой и дренировались в Балтийскую котловину. К сожалению, ввиду ограниченности находок органики в отложениях плотинных озер возникают немалые затруднения при определении возраста рассматриваемых событий, и их интерпретация весьма различна.

На рубеже аллерёда и верхнего дриаса формируется собственно Балтийское ледниковое озеро. Вначале оно имело ограниченную связь с океаном, но после катастрофического спуска к северу от горы Биллипген уровень водоема понизился на 25-30 м и океанические воды проникли в Балтику. Это событие, в свете исследований Окно [Okko, 1965], произошло после образования второй гряды Сальпаусселькя.

По варвометрическим и радиоуглеродным данным оно датируется в 8300 лет до н. э. Этот хронологический рубеж отделяет позд-неледниковый этап развития Балтики от послеледниковых. Вторжение вод океана привело к созданию солоноватовод-ного бассейна, известного под названием Иольдиевого моря. Оно занимало только центральную часть Балтийской котловины, юго-западные и южные районы находились в субаэраль-ных условиях.

На западе Эстонии Иольдиевое море существовало между 10 000 и 9300 лет назад, а максимум трансгрессии приходился на 9500-9700 лет назад [Кессел, Пуннинг, 1969]. В этом же районе установлены признаки двух более молодых трансгрессий - эхенейсовой с максимумом около 9000-9200 лет назад и собственно анциловой с максимумом около 8200-8400 лет назад. Эти трансгрессии развивались автономно, независимо от эветатических колебаний уровня океана. Акватории были ограничены преимущественно центральными районами Балтийской котловины.
Вместе с иольдиевой стадией эхенейсовую и анциловую объединяют в единый регрессивный этап развития Балтийского моря. В конце его уровень Балтики сильно понизился и обширные литоральные районы оказались в субаэральных условиях [Серебрянный, 1969]. Во время литориновой трансгрессии Балтика была вовлечена в систему Мирового океана. В развитии этой трансгрессии выделяют несколько стадий. Самая первая из них имела место между 7100 и 6200 лет назад.

Около 6500 лет назад установлены признаки промежуточной регрессии. Максимальный уровень трансгрессии в тектонически стабильных южных районах Балтики приходился на 3500-4000 лет назад, а около 3000 лет назад уровень литоринового моря понизился. В литориновое время многие представители ледниково-морской фауны вымерли или значительно сократили свои ареалы. Быстрыми темпами осуществлялось формирование разнообразной эври- и стеногалинной фауны моллюсков и флоры диатомовых.

Один из руководящих видов моллюсков Littorina littogea проник на север до Аландских островов, тогда как в настоящее время он встречается только в юго-западных районах до Борнхольма.
С литориновым временем связана также резкая перестройка тектонического режима: на юге Балтийской котловины произошло небольшое погружение, на севере - резко усилилось поднятие, что прослеживается в спектрах береговых линий.

Высочайшая береговая линия литоринового моря оказалась метахррнной. На северо-западе Эстонии она имеет ранпеатлантический возраст, на побережье Гданьской бухты - позднесуббореальный. В результате литориновой трансгрессии были нарушены сухопутные связи Центральной Европы со Скандинавией. По окончании этой трансгрессии в связи с обмелением Датских проливов соленость уменьшилась и произошла некоторая деградация термофильной морской флоры и фауны.

Далее: Климат Черноморского бассейна

Главная   |  Рукописи не горят  |  Ледяная Земля  |  Черное море