ЧЕРНОЕ МОРЕ

Григорий Лазуков

Смотрите также:

Териофауна плейстоцена

 Четвертичный период

Мамонты

Ледниковый период

Межледниковые периоды и оледенения ...

Нижний плейстоцен - гюнц-миндель

Поздний плиоцен — плейстоцен

Средний плейстоцен - миндель-рисс и рисс

Палеонтология  

ПАЛЕОНТОЛОГИЯ ПОЗВОНОЧНЫХ

Учебник по теории эволюции

Дрейф материков и климаты Земли 

Палео-климатология 

Происхождение и эволюция растений

Мейнен: ИЗ ИСТОРИИ РАСТИТЕЛЬНЫХ ДИНАСТИЙ

Палеоботаника

Палеофлористика

Палеогеография

 вымирания древних фаун 

ПРИЧИНЫ ВЫМИРАНИЯ МАМОНТОВ

ВЫМИРАНИЕ МАМОНТОВОЙ ФАУНЫ. Голоцен

Как и Каспий, оно в плейстоцене пережило сложную историю развития, которая восстанавливается на основе анализа отложений, террас и фауны. В мио-плиоцене Черное море было изолировано от Мирового океана, а в плейстоцене — в основном полуизолированным, поэтому колебания его уровня в сравнении с Каспием были значительно меньшими.

Верхний плиоцен (эоплейстоцен)

В это время на месте Черного моря был куяльницкий бассейн, размеры которого немного превосходили современные. Осадки известны в северном Причерноморье, Крыму, на Таманском полуострове, Рионской низменности. Это обычно лиманно-морские отложения песчано-глинистого состава мощностью до 30—50 м. В глубоководной котловине Черного моря мощности 50—60 м. Фауна моллюсков довольно бедная (Didacna vulgaris, Dreissena rostrifor- mis, Limnocardium limanicum и др.), заметно беднее более древней киммерийской фауны (за счет отсутствия теплолюбивых форм). Подобная тенденция зафиксирована и для наземной флоры: из состава растительности исчезают вечнозеленые, увеличивается роль листопадных растений. Куяльницкие отложения коррелируются со значительной частью акчагыльских отложений.

Таманские слои широко распространены на Таманском и Керченском полуостровах, а также в Восточном Крыму. Они синхронизируются с верхами акчагыла. Это глинистые и песчаные лимано- морские и дельтово-морские отложения мощностью до 20—30 м с типичной акчагыльской фауной (Avimactra subcaspia, Cardium dombra и др.). Есть и пресноводные формы.

Гурийские слои тоже в основном песчаные и глинистые, широко распространены в северном и восточном Причерноморье. В них, как и в таманских слоях, каспийская фауна моллюсков, но более бедная и представлена другими видами. Вместе с солоноватовод- ными есть пресноводные формы. Соленость гурийского бассейна, вероятно, была близка к солености современного Каспия (12— 14%о). Гурийские слои сопоставляются со значительной частью апшерона.

Плейстоцен

Нижний плейстоцен. К нему относятся чаудинские отложения, выделенные Н. И. Андрусовым в конце XIX в. Они известны в разных районах, но полных разрезов мало. Наиболее полно представлены в Гурии (Западная Грузия). На гурийских отложениях залегают обычно с размывом, хотя в самой Гурии чаще всего переходы постепенные. Чаудинские отложения во многих райоНах слагают Самостоятельные террасы. На значительной части .Кавказского побережья они прослеживаются на высотах около 100—105 м, но есть участки с высотами 120—125 м и более. На северном и северо-восточном побережье высота террасы ниже. На Таманском полуострове— около 40 м, в районе стратотипического разреза (мыс Чауда, Керченский полуостров) — всего лишь 20—25 м. Такой перекос обусловлен неравномерностью тектонических движений. Об их проявлении свидетельствуют и смятые в складки гурийские и чаудинские отложения, например, в Рионской низменности.

Чаудинские отложения разнообразны (глины, пески, галечники, ракушечники и др.), в основном прибрежно-морского генезиса. В Колхидской низменности их мощности достигают 100—150 м и даже 400 м' (район г. Поти), залегают они на глубинах до 200 м и более. На террасах мощности всего лишь первые метры, а сами отложения представлены песками, галечниками, ракушечниками, известняками. Морские отложения террас часто перекрываются мощными (до 20—30 м) пролювиально-делювиальными супесями и суглинками. Чаудинские отложения в Приазовье и Западном Ма- ныче вскрыты на минус 40—50 м. В них имеются раковины бакинских моллюсков. В Приазовье преобладают каспийские формы, а по Черноморскому побережью — чаудинские. Встречаются реликтовые куяльницкие формы. Черноморские моллюски разнообразны (.Didacna baeriscrassa, D. tschaudae, D. pleistopleura и др.). Среди каспийских форм надо назвать D. eulachia, D. rudis, D. parvula и др. Каспийские формы встречаются по всему Кавказскому побережью. Куяльницкие и бакинские формы свидетельствуют, что чаудинская фауна формировалась не только эволюционным, но и миграционным путем. Есть и пресноводные моллюски, состав которых дает основание сопоставлять их с апшеронским и тираспольским комплексами, характерными для VII и VI террас Днестра.

Совместное нахождение чаудинских и бакинских моллюсков позволяет синхронизировать отложения с бакинскими. Такая корреляция признается многими, однако в последние годы высказываются представления и об их разновозрастности: чаудинские отложения относятся к верхнему плиоцену. Так, В. А. Зубаков считает, что континентальные отложения, разделяющие нижне- и верхнечаудин- ские, синхронны приазовскому лёссу Украины. Нижнечаудинские отложения он сопоставляет с аллювиально-дельтовыми отложениями с остатками животных таманского комплекса. Это тоже свидетельствует в пользу верхнеапшеронского возраста. Чаудинские отложения формировались в эпоху Матуяма. Их абсолютный возраст оценивается в 1100—770 тыс. лет. Верхи чаудинских отложений намагничены прямо. Бакинские отложения относятся к эпохе Брю- нес и датируются интервалом в 770—610 тыс. лет назад. П. В. Федоров (1977), специально рассматривающий этот вопрос, категорически против таких построений. Чаудинские отложения он датирует нижним плейстоценом (доокским временем). С окским оледенением сопоставляется позднечаудинская регрессия, когда произошли заметные изменения в фауне (вымирание большинства гурийских ц чаудинских элементов и формирование древнеэвсинских форм).

П. В. Федоров (1979) считает, что нормальное залегание чаудинских отложений ниже уровня моря. Особенно низким уровень был в раннечаудинское время. Чаудинские террасы имеются лишь в районах поднятий. Береговая линия проходила внутри современной акватории, а на месте Азовского моря был лиман. В районе Кума-Манычского прогиба существовал довольно узкий пролив (см.  35). По проливу мигрировали каспийские формы моллюсков. Уровень бакинского бассейна был выше и сток осуществлялся в чаудинский бассейн. Соединялся он и со Средиземным морем (сицилийским бассейном), уровень которого был на 10—20 м ниже, поэтому сток шел из чаудинского бассейна. В основном этим объясняется отсутствие в чаудинских отложениях средиземноморских видов. Однако некоторые исследователи допускают наличие средиземноморских видов, но они имели неширокое распространение (Castrana fragilis, Balanus и др.).

Средний плейстоцен.

Как в бассейне Каспия, так и в Черном море среднеплейстоценовые отложения от нижнеплейстоценовых отделены размывом. Г. И. Горецкий (1970) в низовьях Днепра размытую кровлю чаудинских отложений отмечает на глубинах в 30— 50 м. На суше мало обнажений, в которых вскрывались бы полные разрезы среднего плейстоцена.

Эвксино-узунларские отложения на чауде лежат со значительным размывом и перерывом, образуя сложно построенную толщу, формирование которой заняло весь средний плейстоцен. Они состоят из нескольких слоев (см. табл. 7), отделенных размывами и слагающих на Кавказском побережье морские террасы с близкими высотами (60—65, 48—50, 40—45, 35—37 м). В районе Сухуми высоты снижены до 20—25 м. Сложены террасы главным образом песчано-галечниковыми отложениями, детритусовыми известняками небольшой мощности (3—7 м). В районах погружений (особенно в Колхиде) они вскрыты на глубинах до 200 м и имеют мощности до 100 м и более (в основном глины и алевриты). Ниже уровня моря они залегают в низовьях Днепра, в Приазовье, на Керченском и Таманском полуостровах, где перекрываются карангатскими и более молодыми отложениями.

Долгие годы отложения подразделялись на древнеэвксинские и узунларские, между ними выделялась небольшая регрессия. В последние 15—20 лет П. В. Федоров, В. А. Зубаков, А. Б. Островский и другие детализировали стритификацию. Как видно из данных табл. 7, выделяется два самостоятельных горизонта, состоящих из нескольких слоев. Между ними были регрессивные фазы. Опорными являются разрезы Кавказского побережья, Керченского и Таманского полуостровов, Приазовья.

Нижний эвксино-узунларский горизонт состоит из ранних древ- ^еэвксинских и палеоузунларских слоев, коррелируемых с лихвин- ^ким межледниковьем. Ранние древнеэвксинские ofложения приурочены к наиболее высокой (60—65 м) террасе. Имеют небольшую лощность (первые метры). Это галечники, конгломераты, пески, ракушечники и др. В них содержатся Didacna nalivkini, D. baeri- crassa, Dreissena caspia, редкие Cardium edule и др. Имеются чау- динские и нижнехазарские виды. В то же время Cardiutn edule позволяет говорить о проникновении средиземноморских элементов, что объясняется синхронностью фаз палеотиррену Средиземного моря. В Хаджибейском лимане в ранних древнеэвксинских лиманных отложениях определены мелкие млекопитающие, отнесенные А. И. Шевченко к позднетираспольскому комплексу (Lagurus transiens, L. praeluteus и др.).

Более молодая терраса (48—50 м) является палеоузунларской. Распространена она менее широко. Отложения тоже маломощные и аналогичны отложениям 60—65-метровой террасы. Фауна в основном средиземноморская и свидетельствует о большей солености (Cardium edule, Chione gallina, Paphia senescens и др.).

Верхний эвксино-узунларский горизонт представлен поздними древнеэвксинскими и узунларскими слоями, отделенными от более древних отложений размывом. Они слагают низкие террасы (40—45, 35—37 м), широко распространенные на Кавказском побережье. В отложениях имеются довольно обильные находки фауны. Эпоха размыва подтверждается тем, что под поздними древнеэвксинскими слоями, а также между ними и узунларскими отложениями кое-где известны делювиальные суглинки и щебень мощностью до 3—4 м. Несмотря на небольшие высотные различия террас, их фауна отличается. Главная суть различия в том, что поздние древнеэвксинские слои характеризуются каспийской фауной нижнехазарского типа (Didacna nalivkini, D. poniocaspia, D. subpirami- data, Dreissena caspia и др.). Узунларские слои содержат и много средиземноморских форм (Cardium edule, Abra ovata, Mactra corallina, Paphia senescens и др.), которые свидетельствуют о новой волне миграции, связанной с осолонением и усилением притока средиземноморских вод. Соленость вод узунларского бассейна была около 13—16%, а древнеэвксинского бассейна — лишь около 5—10%.

П. В. Федоров верхний эвксино-узунларский горизонт коррелирует со среднерусским надгоризонтом (см. табл. 7). Начальные фазы днепровского оледенения он сопоставляет с регрессией, а вторую половину — с эпохой формирования поздних древнеэвксинских слоев. В это время был сток из Каспия в Черное море. П. В. Федоров считает, что эвксино-узунларские отложения начали формироваться менее 400 тыс. лет назад, т. е. в начале лихвинского межледниковья. Заключительные фазы аккумуляции он относит к концу среднего плейстоцена. В. А. Зубаков эти отложения датирует иначе. Низы эвксино-узунларских слоев он датирует окской эпохой (627—592 тыс. лет назад). Заключительные этапы их образования относит ко второй половине лихвинского межледниковья. В абсолютном летосчислении это интервал от 627 до 472 тыс. лет назад.

Верхний плейстоцен представлен несколькими горизонтами формировавшимися в разных условиях. Главные условия — неоднократные трансгрессии и регрессии, а также изменения климата. До недавнего времени казалось, что расчленение верхнего плейстоцена произведено надежно и отражает основные этапы развития. Однако за последние 15—20 лет между исследователями возникли большие разногласия, связанные с выделением новых стратиграфических горизонтов.

Карангатские отложения

Они отражают один из наиболее своеобразных этапов развития Черного моря. От более древних пород карангатские отложения отделяет глубокий размыв, образовавшийся в крупную послеузунларскую регрессию. О размере регрессии можно судить по эрозионному размыву на дне Босфора—до минус 100 м. В других районах зафиксированы переуглубленные речные долины (Днепра, Дона, большинства рек Кавказского побережья). Аллювий и делювиально-пролювиальные отложения во врезах установлены ниже уровня моря. Они перекрыты морскими карангатскими отложениями. В районе Керченского пролива подошва карангатских отложений вскрыта на 40—50 м ниже уровня моря. Предкарангатская регрессия сопоставляется с московским оледенением.

Карангатские отложения распространены по всему побережью и слагают абразионно-аккумулятивную или аккумулятивную террасу высотой от 6—8 до 12—15 м. От узунларской террасы она отделена абразионным уступом. Высота карангатской террасы выдерживается по всему побережью. Уровень карангатского бассейна был на 6—8 м выше современного. Однако на значительном протяжении карангатские отложения залегают ниже уровня моря и перекрыты морскими и континентальными отложениями (Приазовье, Керченский пролив, Колхида и др.). В Колхиде они вскрываются на глубинах от 40 до 160 м. Подстилаются и перекрываются без следов размыва или перерыва. В районе Сочи терраса имеет высоту 25—30 м. В других районах 22—25-метровая терраса узун- ларская. В строении карангатской террасы участвуют прибрежно- морские пески, галечники, ракушечники, алевриты и глины. Мощности их 1—8 м, в Колхиде — 80—90 м.

Самая существенная особенность карангатских отложений — содержание наиболее стеногалинной и термофильной фауны, представленной только средиземноморскими элементами. Наиболее показательны Cardium tuberculatum, С. edule, С. paucicostatum, Paphia senescens, Mactra corallina, Corbula gibba и другие формы, типичные для тирренской фауны. Их количество достигает 25% от состава всей фауны. Средиземноморские элементы есть и в отложениях конца предкарангатской и начала послекарангатской \регрессий. Следовательно, стеногалинная и теплолюбивая фауна ^была в Черном море и раньше. Это осложняет стратиграфирова- irne отложений. Соленость карангатского бассейна достигала 30%0. Вода была теплее современной. Средиземноморская фауна отмечена вплоть до Западного Маныча, т. е. и здесь воды были теплыми Л солеными. Соленость была близка к солености современного Черного моря (17—18%0).

П. В- Федоров (1978) и ряд других исследователей считают, что карангатская трансгрессия характеризовалась не только теплым, но, возможно, даже аридным климатом. Как будет указано ниже, подобное заключение дают и палинологи. Однако оно находится в явном противоречии с реконструкциями по материалам континентальных отложений (и не только Русской равнины, но и Западной Европы, Сибири, Северной Америки). Из этих материалов следует, что климат микулинской, эемской и сангамонской эпох был и теплым и влажным. На это несоответствие надо обратить особое внимание, ибо оно касается принципиального вопроса палеогеографии плейстоцена вообще.

Отложения со средиземноморской фауной карангатского типа слагают не одну, а три морские террасы. Наиболее ранняя (ашей- с/сая) имеет высоту от 12 до 45 м (ее П. В. Федоров считает узун- ларской). Средняя {собственно карангатская) терраса высотой от 6 до 35 м. За нижней (2—15 м) террасой закрепилось наименование сурожской. Предполагается, что местами она ниже уровня моря. А. Б. Островский и ряд других исследователей считают, что каждая из террас имеет двучленное строение. В нижней части фауна каспийского типа, в верхней — средиземноморского.

В. А. Зубаков, В. В. Кочегура и ряд других исследователей, основываясь на повторном изучении опорных разрезов с применением комплекса методов (в том числе уран-иониевого, термолюминесцентного, палеомагнитного и др.), в отношении карангатского горизонта высказывают представления, резко отличающиеся от традиционных. В. А. Зубаков, трактующий карангат в широком понимании, выделяет в нем четыре морских" горизонта с фауной средиземноморского типа, соответствующих межледниковым трансгрессиям, и три горизонта морских и континентальных отложений, относящихся к эпохам похолодания. Возраст наиболее древних тобечикских слоев он определяет от 440 до 367 тыс. лет назад. Ге- роевские слои I и II разделяющие их заветнинские слои он датирует второй половиной среднего плейстоцена (среднерусский надго- ризонт). Их абсолютный возраст определяется от 367 до 251 тыс. лет назад. Эльтигенские слои (карангат в узком понимании) В. А. Зубаков коррелирует с микулинскими (?) отложениями и с кайдакской почвой лёссовой формации. Фауну эльтингенских слоев он считает наиболее стеногалинной. Абсолютные датировки этих слоев от 250 до 195 тыс. лет назад. Динские слои соответствуют регрессии, сопоставляемой с похолоданием. С этими слоями синхронизируется тясминский лёсс Украины. Самые молодые сурож- ские слои карангатского горизонта В. А. Зубаков коррелирует ( ! прилукской и витачевской погребенными почвами и разделяющщ их удайским лёссом (от 128 до 75 тыс. лет назад).

Различные слои карангата в широком понимании, по В. А. Зу_ бакову, формировались в интервале от 440 до 75 тыс. лет назад. Непривычны и корреляции их с отложениями смежных областей

Эти интересные построения позволяют предполагать, что карангатский горизонт формировался длительно. Однако корреляции различных слоев карангата с отложениями лёссовой формации Украины, с отложениями ледниковой области и Каспийского бассейна нельзя признать доказанными. Думается, что в изложенных представлениях переоценивается надежность абсолютных датировок.

Новоэвксинские отложения отражают регрессивный этап, в общем соответствующий гримальдийской (вюрмской) регрессии Средиземного моря, уровень которого был на 100—130 м ниже современного. В Каспийском бассейне этой фазе соответствует ательская регрессия. Новоэвксинские отложения имеются только в пределах современной акватории. На карангатских и более древних отложениях залегают с глубоким размывом. На глубинах около 80 м некоторые исследователи выделяют береговую линию. Аккумуляция новоэвксинских отложений происходила в трансгрессивный этап. Отложения на большей части территории фиксируются на глубинах около 20 м и представлены глинами, алевритами, песками. Для них характерна обедненная каспийская фауна (Monodacna caspia, Adacna vitrea, Dreissena polymorpha и др.), возникшая за счет миграции и в результате переживания древне- эвксинских элементов. Основные представители новоэвксинской фауны ныне обитают на опресненных участках Северного Каспия. Соленость прибрежных вод новоэвксинского бассейна около 5%о- Столь низкая соленость — следствие прекращения связи со Средиземным морем и значительным притоком речных вод. Регрессия объясняется гляциоэвстатическими причинами. Однако вряд ли можно ее объяснить только ими. В Черном море, изолированном от Средиземного моря, должен был скоро повыситься уровень за счет возросшего речного стока, меньшего испарения, а также за счет притока каспийских вод. Но этого не произошло, вероятно, потому, что в Черноморской котловине были значительные погружения дна.

В регрессивную фазу реки сформировали глубокие врезы, привязанные к низкому уровню моря, был выработан абразионный i уступ, а на склонах и их подножиях образовались пролювиально-делювиальные отложения и лёссовидные суглинки мощностью до j 10—20 м. Была выработана и береговая линия, фиксирующаяся j полосой прибрежно-морских и субаэральных отложений, а I также затопленными устьями рек. Азовского моря не существовало.

Однако столь глубокая регрессия признается не всеми. Так, Горецкий, базирующийся главным образом иа материалах ро изучению аллювиальных свит Днепра, считает, что уровень моря рыл около современного.

 Голоцен

Отложения голоцена образуют черноморский горизонт, отвечающий трансгрессивным и регрессивным фазам. Господствовала тенденция повышения уровня моря. Древнечерноморские слои формировались при более низком уровне. Появление средиземноморских моллюсков и увеличение их количества вверх по разрезу указывает на возрастание солености; 7—8 тыс. лет назад возникло нижнее босфорское течение, которое и привело к увеличению солености и к миграции средиземноморских моллюсков.

Новочерноморские слои формировались при более высоком уровне. Они отвечают климатическому оптимуму, слагают в основном аккумулятивную террасу (4—5 м). Ее морские отложения замещаются аллювием I надпойменной террасы или высокой поймы.

Около 3,5 тыс. лет назад уровень моря снизился до минус 5—7 м (фанагорийская регрессия). Ее сменила нимфейская трансгрессия, в которую была сформирована 2-метровая терраса (2,5—1,5 тыс. лет назад). Под ее отложениями имеются археологические памятники, относящиеся к VI—V вв. до н. э. (Ольвия, Херсонес, Диоску- рия и др.). Остатки древнегреческой колонии Диоскурия (г. Сухуми) залегают на 10 м ниже уровня моря и удалены от современной береговой линии на десятки метров. На 10 м ниже уровня моря находятся и культурные остатки Ольвии (район г. Николаева). Ныне уровень повышается. Однако «поведение» береговой зоны разных районов разное. Так, в устьях некоторых крупных рек формируются дельты и море отступает, Дельта Риони, например, за 100 лет продвинулась в море на 850 м. В районе г. Очамчире тенденция обратная: за 50 лет море затопило прибрежную полосу шириной до 300 м. В голоценовых разрезах Колхиды известно до четырех торфяников. Наиболее низкий погружен на 40 м ниже уровня моря. Стоянки неолита и ранней бронзы известны на глубинах до 8—10 м ниже уровня моря. Культурные слои перекрыты морскими и аллювиальными отложениями.

Приведенные примеры выразительно иллюстрируют весьма ощутимые колебания уровня моря, обусловленные тектоническими и климатическими причинами.

Заключение

Из изложенного выше материала следует, что в плиоцен-плейстоценовое время были неоднократные трансгрессии и регрессии. Наиболее значительными они были в Каспии, где амплитуда колебаний уровня моря достигала 300 м. Горизонтальные перемещения береговой линии измерялись сотнями километров. Каждая крупная трансгрессия и регрессия сопровождались более мелкими и срав нительно кратковременными колебаниями уровня, несоизмеримы»^ со скоростями тектонических движений. Уже одно это склоняет ; признанию в качестве главных причин колебаний климатические причины. Некоторые исследователи главную роль отводят тектонике. О значительном проявлении тектоники позволяют говорить условия залегания и мощности акчагыльских, апшеронских, бакинских, нижне- и верхнехазарских отложений и деформированностьектонические деформации апшеронских отложёний измеряются многими сотнями метров. Об этом свидетельствуют и 2—3-километровые мощности отложений во впадинах. В нижнем и среднем плейстоцене тектонические деформации были меньше, но достигали десятков — первых сотен метров.

Еще меньшее значение тектонические движения имели в после- хазарское время.

В колебаниях уровня климатический фактор особенно выразительно проявлялся в Каспии, который в течение значительного времени был изолированным. В эпохи с сухим и теплым климатом уменьшался речной сток, возрастало испарение. Это вызывало понижение уровня. В холодные и влажные эпохи испарение уменьшалось, уровень повышался. Известные коррективы в такой ход вносила тектоника.

Каким фазам ледниковий и межледниковий соответствовали трансгрессии и регрессии Каспия, не определено. По мнению одних исследователей, трансгрессии Каспия начинались после фазы максимального распространения ледниковых покровов и продолжались до конца деградации ледника. Регрессии относятся в основном к межледниковьям. Другая группа исследователей считает, что трансгрессии были главным образом из-за уменьшения испарения в ледниковья как в водосборном бассейне, так и с поверхности моря.

Большинство исследователей признают, что трансгрессии начинались во второй половине межледниковий и продолжались до максимального развития ледниковий, когда климат оставался еще влажным. Вторая половина ледниковий и первая половина межледниковий характеризовались уменьшением влажности. Это выражалось в уменьшении речного стока, в увеличении континентально- сти климата, возрастании испарения. В конечном итоге это обусловило понижение уровня Каспия. С такими построениями в хорошем соответствии находятся и данные о солености вод трансгрессивных и регрессивных бассейнов. В регрессии соленость возрастала до 14—16%, а в эпохи трансгрессий уменьшалась до 4—5%о- Не будь в трансгрессии стока в Черное море, размеры трансгрессий были бы значительно большими, а соленость еще меньшей.

Немаловажное значение имел тектонический режим в Кума- Манычском прогибе. От высотного положения водораздельного участка зависел объем вытекаемой из Каспия воды, что сказывалось на размерах трансгрессий Каспия. Поскольку тектонический режим не связан с чередованием ледниковий и межледниковий„ постольку одинаковых соотношений в течение веего плейстоцена трансгрессий Каспия с определенными фазами ледниковий и меж- ледниковий не могло быть. Число трансгрессивных и регрессивных фаз развития Каспия превышает количество ледниково-межлед- никовых циклов. Только в голоцене зафиксировано несколько трансгрессивно-регрессивных фаз.

В Черноморском бассейне число выделяемых трансгрессивно- регрессивных фаз тоже увеличилось и объяснение их только климатическими причинами становится затруднительным. Однако, как и в Каспии, наиболее крупные трансгрессивно-регрессивные фазы обусловлены климатом. В связи с полуизолированным характером Черного моря трансгрессии и регрессии происходили в иных условиях.

Во-первых, больший размах изменений солености (от 4—7 до 20—24% о) - Только это вызывало большие изменения фауны (каспийской и средиземноморской). Наряду с изменениями речного стока, испарения и атмосферных осадков, большую роль играл водообмен через Босфор. В эпохи увеличения притока средиземноморских вод увеличивалась соленость, что отражалось на фауне, влияло на положение уровня Черного моря. В фазы значительного притока средиземноморских вод уровень моря контролировался уровнем Мирового океана. При прекращении или сильном сокращении притока средиземноморских вод уровень Черного моря становился сильно зависимым от величины речного стока, атмосферных осадков и испарения. Из этого следует, что в Черном море должна отчетливо проступать связь трансгрессий с межледниковья- ми, а регрессий — с оледенениями. Однако на размеры трансгрессий и регрессий существенное влияние оказывала глубина Босфора. При его опускании увеличивался приток средиземноморских вод, а при подъеме — уменьшался или совсем прекращался. Движения дна, обусловленные тектоническими причинами (как и в Кума-Манычском прогибе), конечно, не имели причинных связей с оледенениями и межледниковьями. Но они видоизменяли и осложняли временные соотношения между оледенениями и межледниковьями, трансгрессиями и регрессиями Черного моря.

Осложняющее влияние на соотношения между колебаниями уровня Черного моря и изменениями климата должен был оказывать и приток каспийских вод, ибо ширина пролива достигала 30— 40 км, а перепады высот между уровнями Каспийского и Черного Морей достигали десятков метров.

Колебания уровня рассматриваемых морей — явления многофакторные. Роль одного и того же фактора менялась. Менялись и возрастные соотношения между оледенениями, межледниковьями, трансгрессиями и регрессиями. Однако изменения роли каждого конкретного фактора далеко не всегда ясны. В этом главная причина неясностей в решении проблемы соотношений колебаний уровня Черного и Каспийского морей с изменениями климата.

Несмотря на второстепенное значение тектоники в колебаниях уровня рассматриваемых бассейнов, следует иметь в виду, что в глубоководных впадинах Черного и Каспийского морей шло мощное осадконакопление, измеряемое многими сотнями метров. Такие толщи могли сформироваться только в условиях значительных тектонических погружений. Поэтому, строго говоря, мы еще не в" состоянии оценить реальную роль тектонического фактора в колебаниях уровня рассматриваемых морей.

К содержанию книги: Лазуков Г. И. - Плейстоцен территории СССР