Геохронологическая шкала основных событий плейстоцена Каспийского моря (по Каплину, Леонтьеву и др., 1977)

Примечание: абсолютные датировки получены радиоуглеродным и термолюминисцентным методами.

Наиболее значительной четвертичной трансгрессией Каспия была раннехвалынская, когда максимальный подъем уровня вод достигал абс. отм. 47 - 50 м (Федоров, 1978). Площадь этого бассейна составляла 946 тыс. км², причем его воды покрывали огромные пространства Прикаспийской низменности, достигая на севере подножий Общего Сырта (рис. 88). Если во время более древних четвертичных трансгрессий (раннехазарской) Каспий имел двустороннюю связь с Азово-Черноморским бассейном по Манычу, то во время раннехвалынской трансгрессии при самом высоком уровне избыточные воды Каспия начали переливаться через Манычский водораздел. Это был последний этап в истории Каспийского моря, когда водоем имел одностороннюю связь с Азово-Черноморским бассейном, а значит и с океаном.

Наступившая после очередной (енотаевской) регрессии позднехвалынская трансгрессия в период своего максимума развития достигала абс. отм. О м. Она отличалась более скромными размерами по сравнению с предыдущей трансгрессией. Этот бассейн не имел стока по Манычу и был совершенно изолированным, т.е. с этого времени Каспийское море превратилось в бессточный водоем.

После позднехвалынской трансгрессии в бассейне Каспийского моря отмечалась довольно крупная мангышлакская регрессия (около 9 тыс. лет тому назад). В этот период уровень водоема понизился до абс. отм. минус 48 - 50 м, т.е. был на 20 - 25 м ниже современного (рис. 89). Во время мангышлакской регрессии обширные пространства Северного Каспия и прибрежные участки шельфа Среднего и Южного Каспия представляли собой сушу. На акватории Северного Каспия широкое распространение получили эоловые отложения, вскрытые во многочисленных морских скважинах.

Затем наступила последняя четвертичная новокаспийская трансгрессия Каспия, в период максимума которой произошло повышение уровня водоема до абс. отм. минус 21 - 22 м. Это привело к затоплению лишьнизменных участков побережий Каспия, причем контуры новокаспийского бассейна незначительно отличались от размеров современного Каспийского моря (см. рис. 88). Эта трансгрессия имела 4 пика, причем протекала неравномерно и сопровождалась стабилизацией уровня и небольшими регрессивными фазами на общем фоне трансгрессивного цикла (см. рис. 89).

Нижнехазарский бассейн Нижнехвалынский бассейн

Верхнехвалынский бассейн Новокаспийский бассейн

Рис. 88. Палеогеографические схемы древних морских бассейнов Каспия в плейстоцене (по П.В. Федорову, 1978). Площади, занятые морем, заштрихованы.

Рис. 89. Схематические кривые колебания уровня Каспийского (А) и Черного морей (Б) в позднем плейстоцене и голоцене (по П.В. Федорову, с изменениями). А: III_а- III_д- фазы новокаспийской трансгрессии; Б: 2_а- 2_г- фазы черноморской послеледниковой трансгрессии;В, B₁- поздне- и послеледниковые трансгрессии Мирового океана.

Таким образом, главными событиями четвертичной истории Каспия были неоднократные трансгрессии и регрессии. Причем наиболее значительные из них (бакинская, раннехазарская, раннехвалынская) приводили к увеличению размеров водоема более чем в 2 раза и колебания уровня достигали многих десятков метров. Невольно возникает вопрос: в чем причина таких неоднократных и крупных трансгрессий Каспия?

Причины столь крупных и неоднократных трансгрессий Каспийского моря в плейстоцене кроются главным образом в изменениях климата, существенно нарушавших приходно-расходный баланс водоема. По данным абсолютной геохронологии удалось установить соотношение каспийских трансгрессий с оледенениями Русской равнины (Палеогеография.., 1977), причем начало каждой крупной трансгрессии обычно совпадало с фазами значительного похолодания климата. Так, бакинская трансгрессия довольно четко сопоставляется с концом окского оледенения, раннехазарская - с днепровским, раннехвалынская - с первой стадией валдайского оледенения (калининской), а позднехвалынская -со второй стадией (осташковской). В фазы похолодания и увлажнения климата значительно уменьшалась величина испарения с поверхности водоема и возрастал речной сток. Поэтому приходно-расходный баланс восстанавливался путем значительного увеличения размеров бассейна (трансгрессия).

Напротив, регрессивные фазы, когда фиксировалось значительное понижение уровня Каспия, приходились на первую половину межледниковых периодов. Резкая аридизация климата приводила к увеличению величины испарения с поверхности водоема и к значительному уменьшению речного стока. Значит климатический фактор был одной из главных причин значительных четвертичных трансгрессий и регрессий Каспия. Эти выводы подтверждаются результатами палинологических исследований четвертичных отложений (из более чем 30 скважин) юго-запада Прикаспийской низменности (Вронский, 1970).

В послеледниковое время (голоцене) действовал аналогичный механизм, регулирующий приходно-расходный баланс Каспийского моря. Трансгрессии водоема происходили в периоды значительного увлажнения климата, а регрессии - при его аридизации. Важную роль при реконструкциях палеоклимата и палеорастительности прошлого играют результаты споропыльцевых исследований донных отложений южных морей. Обработка палинологических материалов с применением различных математических методов (с помощью ЭВМ) позволила получить модели для расчетов количественных параметров (среднегодовая температура, температура июля и января, годовая сумма осадков) палеоклимата голоцена прилегающих территорий южных морей (Вронский, Букреева, 1991).

Палинологические исследования донных осадков из 28 разрезов колонок и морских скважин из различных районов акватории Каспийского моря (рис. 90) позволили провести их стратиграфическое расчленение и дать палеогеографию водоема в голоцене. Во всех разрезах Северного и Среднего Каспия вскрыты позднеплейстоценовые и голоценовые отложения,а в Южном Каспии (Бакинский архипелаг) в опорных скважинах 6 и 9 (мощность вскрытых осадков достигает 128 м) - полностью четвертичные (бакинские, хазарские, хвалынский и новокаспийские). Во всех разрезах морских скважин (мощностью до 10м) Северного Каспия вскрыты (снизу вверх): верхнехвалынские, отложения мангышлакской регрессии и новокаспийские осадки.

Рис. 90. Схема расположения колонок и морских скважин на акватории Каспия, донные осадки которых исследованы спорово-пыльцевым анализом. 1 - колонки; 2 - морские скважины.

Верхнехвалынские отложения представлены песчано-глинистыми и глинистыми буровато-серыми илами с характерным комплексом макро- и микрофауны. В спорово-пыльцевых спектрах этих осадков преобладает пыльца травянистых растений, среди которых доминируют маревые и полыни с участием злаков, разнотравья, сложноцветных и др. Пыльца древесных пород представлена главным образом сосной и березой. Аналогичные спектры получены из верхнехвалынских отложений Среднего Каспия (кол. 304, 319).

Отложения мангышлакской регрессии в скважинах Северного Каспия представлены преимущественно континентальными образованиями (аллювиальные, эоловые пески, крупные алевриты), а в глубоководных колонках Среднего и Южного Каспия -коричневато-бурыми и серовато-бурыми илами, сильно обогащенным алевритовым материалом. Донные отложения Северного Каспия содержат малое количество пыльцевых зерен, встречены лишь единичные экземпляры маревых, полыней, сложноцветных и др. (рис. 91). Для них характерно почти полное отсутствие пыльцы древесных пород, за исключением единичных зерен сосны и березы. Для мангышлакских осадков из колонок Среднего Каспия получены спектры с абсолютным преобладанием пыльцы травянистых растений (93-97%), преимущественно маревых (63 - 70%) с участием полыней, злаков, эфедры и пр. Отсутствует в составе спектров пыльца водных и прибрежно-водных растений, споры мхов и папоротников. Среди пыльцы древесных пород встречены сосна, береза и ольха. Для спектров характерно значительное участие переотложенных форм (21 - 40%), что связано с понижением уровня Каспия и усилением эрозионных процессов.

Рис. 91. Спорово-пыльцевая диаграмма донных осадков скв. 253 (Северный Каспий).Общий состав: 1 - пыльца древесных пород; 2 - пыльца травянистых растений; 3 - споры мхов и папоротников. Возраст отложений: Q₃^hv- хвалынские; Q₄^mg- отложения мангышлакской регрессии; Q₄^ak- новокаспийские.

Новокаспийские отложения в скважинах Северного Каспия представлены в основном крупными алевритами и мелкозернистыми песками, в колонках Среднего и Южного Каспия - серыми глинистыми илами с небольшими прослоями мелкоалевритового материала. В них обнаружены характерные комплексы моллюсков и остракод (Вронский, 1987). В отличие от мангышлакских отложений новокаспийские характеризуются высокой концентрацией пыльцы и спор (29 - 100 зерен на 1 г навески). Значительные различия в составе спектров этих отложений хорошо фиксируются на спорово-пыльцевой диаграмме голоценовых осадков колонки 10 Среднего Каспия (глубина моря - 310 м). Как видно на рис. 92, для спектров новокаспийских осадков характерно значительное участие пыльцы древесных пород (5 - 16%) при общем преобладании пыльцы травянистых растений (76 - 87%). Среди пыльцы древесных пород господствует сосна с примесью березы и ольхи. В небольших количествах (до 3%) присутствует разнообразная пыльца широколиственных пород (дуба, граба, бука, липы, каштана, клена и др.). Среди пыльцы травянистых растений преобладают маревые и полыни. По сравнению со спектрами мангышлакских отложений здесь отмечается увеличение злаков, разнотравья, осоковых, водных и прибрежно-водных растений. Также увеличивается содержание спор зеленых и сфагновых мхов, папоротников. Резко уменьшается количество переотложенных форм (2 - 9%), что косвенно свидетельствует о повышении уровня водоема.

Рис. 92. Спорово-пыльцевая диаграмма голоценовых отложений кол. 10 (Средний Каспий). Общий состав: 1 - пыльца древесных пород; 2 - пыльца травянистых растений; 3 - споры мхов и папоротников.

Анализ палинологических материалов свидетельствует о том, что в период последней стадии позднехвалынской трансгрессии (примерно 10 - 12 тыс. лет назад), совпадающей с арктическим и первой половиной субарктического периодов голоцена, наблюдался континентальный и достаточно прохладный климат. Так, количественные оценки палеоклимата данной эпохи, полученные с помощью моделей, составили: среднегодовые температуры максимально +10°, июля +25°, января - минус 4 - 5°, среднегодовая сумма осадков - 380 - 400 мм. На окружающих побережьях Каспия господствовали ландшафты сухих степей и полупустынь, а роль лесных группировок была сравнительно невелика. Во время мангышлакской регрессии водоема отмечалась резкая аридизация климата, способствующая распространению на окружающих пространствах пустынных ландшафтов с преобладанием марево-полынных ассоциаций.

Сменившая мангышлакскую регрессию новокаспийская трансгрессия (первый пик около 8 тыс. лет назад) протекала в более влажных условиях и менее континентальных. Это и привело к господству на побережьях Каспийского моря сухих степей с участием разнотравнозлаковых ассоциаций. Присутствие в спектрах пыльцы широколиственных пород, наличие спор сфагновых мхов и папоротников говорят о возможности произрастания небольших лесных массивов в долинах крупных рек и по берегам озер.

Для других южных морей в голоцене также были характерны значительные колебания уровня. Так, в Азовском море после новоэвксинской регрессии (поздний плейстоцен) фиксировались две трансгрессии(древнеазовская, новоазовская), разделенные фанагорийской регрессией. В Черном море в позднем плейстоцене отмечалась новоэвксинская трансгрессия, когда вслед за ее максимумом (около 10 тыс. лет назад) началась регрессия. После этого на режим Черного моря стала влиять послеледниковая гляциоэвстатическая трансгрессия с характерными фазами (древнечерноморская, новочерноморская, нимфейская) (см. рис. 89). На фоне трансгрессивных фаз в бассейне Черного моря фиксировалась фанагорийская регрессия, когда уровень водоема был на 5 - 6 (или даже 6 - 7) метров ниже современного.

Во время древнечерноморской трансгрессии (климатический оптимум голоцена) климат был теплым и достаточно влажным, что привело к исчезновению на побережьях Черного моря открытых ландшафтов и замене их смешанно-широколиственными формациями. В позднем голоцене отмечалось уменьшение увлажненности климата и некоторое сокращение лесных массивов, на смену которым пришли кустарниково-травянистые ассоциации.

ПАЛЕОКЛИМАТЫИ ПАЛЕОЛАНДШАФТЫПОБЕРЕЖИЙ ЮЖНЫХ МОРЕЙ В ГОЛОЦЕНЕ

На основе проведенных палинологических исследований донных отложений южных морей составлены схемы растительности прилегающих побережий по основным хронологическим срезам: для раннего, среднего и позднего голоцена (Вронский, 1986). Математическая обработка палеоботанических данных позволила получить модели для расчетов количественных параметров палеоклимата голоцена. Также были получены расчетные уравнения, позволяющие по составуспорово-пыльцевых спектров определять тип растительности (пустыня, полупустыня, сухая степь) в аридных зонах, где в основном располагаются южные моря. На построенной климатодиаграмме по колонкам №10, 304 и 319 (Средний Каспий) показана возможность корреляции донных осадков на климатографической основе.

В раннем голоцене на акваториях Черного и Азовского морей начинают формироваться нижние слои древнечерноморских и древнеазовских осадков, а в Каспии - мангышлакские отложения. В этот период наибольший интерес представлял Каспий, где наблюдалась крупная мангышлакская регрессия (8 - 10 тыс. лет назад), когда уровень водоема был на 20 - 25 м ниже современного. На осушившихся участках Каспийского моря доминировали галофитные формации марево-полынного типа. Палеоботанические материалы свидетельствуют о значительной аридизации климата. Это способствовало широкому распространению на побережьях южных морей полупустынных и пустынных ландшафтов (рис. 93). Такие данные подтверждаются и палеоклиматическими расчетами - в частности отмечалось повышение температуры июля, понижение температуры января и резкое увеличение годовой суммы осадков.

Как видно на климатодиаграмме (рис. 94), данная регрессия формировалась в условиях наступившей резкой аридизации климата с максимальными температурами июля 25 - 26°, января - минус 6 - 7°, года +9° и годовой суммой осадков равной 300 мм. Характер спектров раннеголоценовых осадков Азовского и Черного морей указывает на то, что на побережьях этих водоемов значительную роль играли степные ландшафты, при постепенном возрастании роли древесных пород в долинах крупных рек. В этот период на Русской равнине господствовали березовые и отчасти сосновые леса, развивающиеся в условиях сухого климата (и относительно прохладного) (Хотинский, 1981).

В среднем голоцене в Каспии отмечался первый пик новокаспийской трансгрессии (климатический оптимум голоцена), которая сопоставляется с древнеазовской и древнечерноморской трансгрессиями Азово-Черноморского бассейна. В этот период отмечалось смягчение континентальности климата и увеличение его увлажненности. По данным реконструкции палеоклимата максимальные температуры года составляли 10 - 10,5°, июля +25°, января - минус 2°, а максимальная годовая сумма осадков - 430 мм (см. рис. 94). По сравнению с периодом мангышлакской регрессии наиболее резко возросли температуры января (зимой стало теплее на 4°) и годовые суммы осадков (их количество увеличилось на 110 - 130 мм), а июльские - остались без изменения.

Рис. 93. Схема растительности побережий южных морей в раннем голоцене.

1 - степи; 2 - полупустыни и пустыни; 3 - растительность засоленных территорий; 4 -предгорные и горные леса Кавказа и Крыма; 5 - березовые леса; б - сосновые леса; 7 -ксерофитные редколесья и степи Закавказья; 8 - границы современных природных зон; 9 -природные зоны (I- лесостепная, II- степная, III- полупустынная, IV- пустынная).

Рис. 94. Количественные показатели палеоклимата голоцена (по палинологическим данным) кол. 10, 304 и 319 (Средний Каспий). Т° г - среднегодовая температура;

Т° и - температура июля; Т° я - температура января;

- годовая сумма осадков.

Как видно на рис. 95, на прилегающих пространствах на смену пустыням и полупустыням мангышлакской регрессии пришла растительность сухих степей с участием разнотравно-злаковых ассоциаций. Присутствие в спектрах пыльцы широколиственных пород, наличие спор папоротников и сфагновых мхов свидетельствуют о возможности произрастания лесных массивов в долинах крупных рек, по берегам лиманов, расположенных на побережьях южных морей России. Полученные данные увязываются с имеющимися палеоботаническими материалами по озерным и лиманным отложениям Прикаспийской низменности (Федорова, Вронский, 1982). Так, в донных осадках оз. Эльтон, Сарпинских озер и лиманов (Пионер, Пришиб) были встречены коричневые илы с высоким содержанием широколиственных пород (дуба, граба, липы, ореха и др.). Аналогичные данныеполучены по новокаспийским осадкам Западной Туркмении и Азербайджана.

В среднем голоцене на прилегающих побережьях Азовского моря преобладали степные ландшафты, но при значительном участии лесных группировок с примесью широколиственных пород (в долинах крупных рек). Аналогичные изменения природных ландшафтов произошли и на побережьях Черного моря, где в среднем голоцене макимального развития достигли лесные группировки с участием широколиственных пород.

Таким образом, в среднем голоцене климатические условия на юге Русской равнины и в бассейнах южных морей способствовали широкому распространению древесных пород с примесью широколиственных (дуб, граб, бук, вяз, липа, каштан и др.). Все это, очевидно, можно объяснить господством западного переноса воздушных масс из Атлантики, проникавших в глубь материка значительно дальше, чем в предшествующие и последующие фазы голоцена (Хотинский, 1977).

В позднем голоцене климат становится более засушливым и континентальным, что сказалось на изменении растительного покрова прилегающих побережий южных морей. Так, на побережьях Азовского моря были распространены степные ландшафты, но зато в долинах рек почти исчезли лесные группировки с участием широколиственных пород. Аналогичные процессы отмечались и на побережье Черного моря: сокращение лесных массивов и увеличение роли кустарниково-травянистых ассоциаций. В этот период на побережьях изучаемых морей начали формироваться современные типы растительного покрова.

Рис. 95. Схема растительности побережий южных моей в среднем голоцене.

1 - степи; 2 - полупустыни и пустыни; 3 - полупустынно-степные формации;4- предгорные и горные леса Кавказа и Крыма; 5 - березовые леса; 6- сосновые леса; 7 - широколиственные леса;8 - мезофитная растительность тугаев; 9 - ксерофитные редколесья и степи Закавказья;10 - границы современных природных зон; 11 - природные зоны (см. рис. 93).