CC BY
90
УДК 551. 791 А.А. Свиточ1
ГОЛОЦЕНОВАЯ ИСТОРИЯ КАСПИЙСКОГО МОРЯ И ДРУГИХ ОКРАИННЫХ БАССЕЙНОВ ЕВРОПЕЙСКОЙ РОССИИ: СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ
Рассмотрены колебания уровней и палеогеографическая история голоцена Каспийского, Черного, Балтийского и Белого морей. Определены их реперные события и дан сравнительный анализ. Показано, что голоценовая ритмика Каспийского моря по направленности и соотношению с историей климата прямо противоположна колебанию уровня других окраинных бассейнов, развитие которых связано с общим ходом голоценовой трансгрессии океана. Природа изменения уровня Каспия более сложная и представляет результат взаимодействия множества в большей степени местных гидроклиматических факторов, по-разному влияющих на основную тенденцию.
Ключевые слова: Каспий, голоцен, окраинные бассейны, колебания уровня, сравнительный анализ, Европейская Россия.
Введение. Материковая суша Европейской России окружена окраинными бассейнами Каспийского, Азово-Черноморского, Балтийского и Беломоро-Ба-ренцевоморского морей. Все они расположены в разных ландшафтно-климатических зонах, имеют разные структурное положение и палеогеографическую историю. Современное состояние этих бассейнов — результат их последнего голоценового этапа развития, специфичный для каждого из них.
Голоценовая история окраинных морей Европейской России весьма полно и достоверно исследована и изложена во многих публикациях, меньше работ посвящено совместному рассмотрению смежных бассейнов — Каспийского и Черного [20, 21, 24, 27], Черного и Балтийского [14, 28, 29], Балтийского и Белого морей [13]. Сравнительный анализ голоцено-вой истории всех окраинных морей Европейской России не проводился, в статье изложен первый опыт такого исследования. Последовательно рассмотрены голоценовая ритмика и палеогеографическая история Каспийского, Черного, Балтийского и Белого морей; установлены их реперные события и дан сравнительный анализ колебаний уровня этих бассейнов и океана (рис. 1).
Голоценовая история окраинных морей Европейской России. Каспийское море. Для бассейна характерны многократные колебания уровня, происходившие с разной скоростью и продолжительностью и отражавшие сложную гамму влияния различных факторов. Геологические материалы, археологические и исторические данные и результаты инструментальных наблюдений последних 150 лет показывают, что для уровня Каспийского моря характерна сложная иерархия наложенных одно на другое сверхдолговременных, долговременных и кратковременных колебаний [23], которые можно выделить как этапы, стадии, фазы, осцилляции и конвульсии.
Голоценовая эпоха в Каспийском регионе в основном приходится на крупную послехвалынскую регрессию, состоящую из системы положительных и отрицательных колебаний. Во время подъема уровень Каспия никогда не поднимался выше 0 м, а во время регрессий опускался до -50 м и ниже. Следы подъема уровня моря при трансгрессиях устанавливаются по морским террасам и морским фаунистически охарактеризованным осадкам [5, 21, 27]. Голоценовые террасы определены на отметках (абс. м) 0—2, -5...-6, -10..-12 (позднехвалынские) и -1, -22.-23, -24.-25 (дагестанская и новокаспийская), их отложения содержат комплексы позднехвалынских и новокаспийских моллюсков.
Падение уровня во время регрессий определяется по наличию подводных аккумулятивных валов, эрозионных врезов, грубозернистых морских осадков и разнообразных континентальных образований. Следы голоценового снижения уровня Каспия многочисленны и отмечаются на глубине от 1,5 до 70—80 м ниже их современного положения [15, 21, 27].
К настоящему времени для морских голоценовых осадков Каспия выполнен большой объем радиоуглеродного датирования с использованием традиционного сцинтилляционного анализа и метода АЫ8. Большая часть датировок приходится на отложения побережий и отражает трансгрессивную ритмику Каспия в эпоху послехвалынской регрессии, в то время как датировки осадков шельфа и котловин относятся ко времени различного положения уровня моря.
В распределении датировок отчетливо прослеживается их неравномерная концентрация в хронологической шкале голоцена (рис. 2), отражающая эпохи разного положения уровня моря. По датировкам осадков побережий явственно устанавливается их концентрация в интервалах (тыс. л.н.) 0,4—2,4; 3,2—3,9; 5,4—6,4; 7,2—82; 9,5—9,7 [23]. Эти группировки в свою
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, научно-исследовательская лаборатория новейших отложений и палеогеографии плейстоцена, гл. науч. с., докт. геогр. н., профессор, e-mail: didacna@mail.ru
Рис. 1. Сопоставление схематизированных голоценовых уровней Белого (А [25]) , Балтийского (Б [10]), Черного (В [2]), Каспийского (Г) морей и океана (Д [31]). Трансгрессивно-регрессивная ритмика бассейнов. Белое море: 1 — литориновая регрессия; трансгрессии: 2 — фолас; 3 — тапес I; 4 — тапес II; 5 — тривия; 6 — остреа I; 7 — остреа II; 8 — лимнеа. Балтийское море: 9 — иольдиевое море, 10 — анциловое озеро, 11 — литориновое море, 12 —лимниевое море, 13 — море миа. Черное море: 14 — предбугазская регрессия, транс-грессии:15 — бугазская стадия, 16 — витязевская стадия, 17 — кала-митская стадия, 18 — джеметинская стадия, 19 — фанагорийская регрессия, 20 — нимфейская трансгрессия. Каспийское море: 21 — завершающая стадия раннехвалынской трансгрессии, 22 — енотаевская регрессия, 23 — позднехвалынская трансгрессия, 24 — мангышлакская регрессия, 25 — дагестанская (гоусанская) трансгрессия, 26 — избербашская регрессия, 27 — новокаспийская трансгрессия
очередь состоят из ряда более мелких скоплений датировок, фиксирующих ритмику изменений уровня Каспия более низких порядков. Так, новокаспийская трансгрессивная стадия состоит из туралинской (3,2— 3,9), уллучаевской (1,2—2,5) и поздней новокаспийской (0,4—1,0) положительных фаз, разделенных александрбайской (2,5—2,9) и дербентской (1,0—1,2) регрессиями.
Отмеченные группировки датировок на побережьях, отвечающие трансгрессивному состоянию Каспия в голоцене, разделяются интервалами их отсутствия. Весьма часто в осадках побережий эти ниши установлены в хронологических интервалах (тыс. л.н.): 2,5—2,9; 3,9—4,9; 6,4—7,2; 8,6—9,5 [23] и, по-видимому, приходятся на регрессивные стадии — эпохи отсутствия морского осадконакопления на побережьях.
Определенный интерес представляют хронологические интервалы, для которых вообще отсутствуют радиоуглеродные датировки. И можно предположить, что это были эпохи глубокого падения уровня моря, когда осушался весь шельф. Это могло случиться 0,25—0,4, 1,0—1,2; 2,4—2,9; 4,2—4,6; 5,0—5,3; 5,5—5,7; 6,9—7,1; 8,2—8,5 тыс. л.н. [23]. Предполагаемая на основании геоморфологических, геологических и радиоуглеродных данных ритмика положения уровня Каспия в голоцене принадлежит бассейнам с различной палеоэкологической обстановкой. Их отложения содержат разные комплексы руководящих моллюсков, благодаря чему установлена четкая стратиграфическая позиция слоев. Осадки с возрастом 0,4—2,4 и 3,2—3,9 тыс. л.н. включают раковины Cerastoderma glaucum (Рот) (СаМшт edule) и однозначно относятся к новокаспийской трансгрессии. В осадках с возрас-
I-га
Ч 3
О 2
со &1
0) [>
£ 1 §2
даты побережий
1 1 ^ 1 111,1 1, " ¡1 , 1 1',
II 1 г ; 1 1 6 1 1 I I'1
даты шельфа и котловин
тыс. лет
Рис. 2. Распределение голоценовых радиоуглеродных датировок на побережье и акватории Каспийского моря, по [23] 15 ВМУ, география, № 2
том 5,4—6,4 тыс. л.н. раковины Cerastoderma glaucum достоверно не обнаружены, однако они охарактеризованы типичным новокаспийским комплексом дидакн: Didacna crassa Eishw., D. baeri (Grimm.) и D. trigonoides Pall, совершенно отличным от предшествующего позднехвалынского комплекса моллюсков, когда в Каспий из Черного моря еще не проникла Cerastoderma glaucum. Учитывая, что осадки этого временного интервала не содержат Cerastoderma и отделены от собственно новокаспийских образований с Cerastoderma временньш перерывом длительностью 1,5 тыс. л., вероятно, будет правильнее отнести их к отложениям самой первой самостоятельной голоценовой трансгрессии, она была выделена как дагестанская (гоусан-ская) трансгрессия Каспия [5].
Голоценовые отложения интервала 7,3—8,6 тыс. л.н. содержат типичный комплекс хвалынских моллюсков с руководящей позднехвалынской формой Didacna praetrigonoides (Nal. et Anis.) и определенно относятся к заключительной фазе хвалынской транс -грессии Каспия.
Природная обстановка на акватории и побережьях Каспия в голоцене была весьма разнообразной. По общим оценкам [1, 26], в конце раннехвалынско-го и в енотаевское время в ландшафтах доминировала ксерофитная растительность с участками хвойно-ши-роколиственных и березовых лесов. В начале поздней хвалыни (около 8 тыс. л.н.) появились лесные ценозы с господством березовых и мезофильных лесов, позднее они исчезли, и вновь распространилась полупустынная ксерофитная растительность. Последующий — послехвалынский — этап развития в целом совпадает с общим голоценовым потеплением климата на Русской равнине. Во время мангышлакской регрессии происходило его резкое иссушение, на каспийских побережьях господствовали полупустынные и пустынные ландшафты с участием галофитов. В дальнейшем климат смягчился, на побережьях существовали сухие степи.
Весьма полно климатическая обстановка Нижнего Поволжья в голоцене описана Н.С. Болиховской [4] по разрезу пойменной террасы у с. Соленое Займище. На основании палинологического анализа в нем установлено 26 климатических фаз (рис. 3), привязанных к шкале голоцена и трансгрессивно-регрессивной ритмике уровня Каспия. Вследствие того что в разрезе отсутствуют морские осадки и использовались только 3 радиоуглеродные датировки (9,5±0,06; 8,5±0,01; 0,9±0,06 тыс. л.н.), сравнительную характеристику уровня Каспия и климатических событий на его северных берегах надо считать весьма условными, это лишь один из вероятных вариантов. Специфическая черта голоцена в Нижнем Поволжье [4] — наличие трех климатических оптимумов, которым соответствовали максимумы теплообеспеченности и увлажнения. В ритмике колебаний уровня Каспия они соответствуют разным положениям уровня моря (рис. 3). Ранний оптимум совпадает с концом енотаевской регрессии, главный оптимум — с большей частью да-
гестанской (гоусанской) трансгрессии, а поздний — с концом избербашской регрессии — началом новокаспийской трансгрессии.
По качественной характеристике климатические фазы в Северном Прикаспии разделяются на теплые влажные, теплые сухие, холодные влажные и холодные сухие [4]. Для оценки их соотношения с колебаниями Каспия наиболее интересен анализ теплых сухих (высокое испарение, мало осадков — регрессии) и холодных влажных (малое испарение, много осадков — трансгрессии). Рассмотрение этих вариантов показывает, что климатические фазы по-разному соотносятся с ритмикой Каспия (рис. 3). Холодные влажные периоды приходятся как на трансгрессии (конец раннехвалынской, начало новокаспийской), так и на регрессии (избербашская), аналогичная ситуация и с теплыми сухими фазами (мангышлакская регрессия, новокаспийская трансгрессия, современная эпоха).
В разрезе скв. 22 (Дамчик, дельта Волги), по палинологическим данным [4], вскрытые в ее забое хва-лынские (бугровые) отложения формировались в условиях холодного (прохладного) и влажного климата. Лежащая выше толща морских голоценовых отложений включает разнообразные пыльцевые спектры, свидетельствующие о чередовании во время ее накопления ксерофитных пустынных и лесостепных ландшафтов. Залегающая еще выше толща более молодых морских осадков, охарактеризованная датировками ЛМ8 (3316 и 3547 тыс. л.н.) содержит иные палинологические спектры, включающие три максимума бореальных элементов.
Краткое рассмотрение материалов работы [4] указывает, во-первых, на сложное, опосредованное соотношение ритмики Каспия с климатом Нижнего Поволжья и, во-вторых, на то, что установленные климатические фазы могут отвечать другой ритмике уровня Каспия, т.е. относиться к разной иерархии природных событий.
Таким образом, современный Каспий представляет водоем, находящийся в регрессивном состоянии (рис. 1), начало которого относится к раннему голоцену — эпохе завершения хвалынской трансгрессии и глубокого снижения уровня моря. С этого времени все периодически отмечавшиеся подъемы уровня Каспия относятся к низкопорядковой ритмике уровня моря (фазы, осцилляции, конвульсии).
Позднехвалынская стадия приходится на время смены прохладного (бореального) климата теплым (атлантическим), а сам бассейн, судя по очень бедному фаунистическому составу донных моллюсков, был холоднее, чем нынешний Каспий. Дагестанская (гоу-санская) стадия также состоит из двух фаз и совпадает с самой теплой — атлантической — эпохой голоцена. Это отражается и в составе ископаемых моллюсков: преобладают относительно теплолюбиве формы дидакн — группа "сга88а". Собственно новокаспийская трансгрессия приходится на суббореальную и субатлантическую эпохи голоцена и состоит из трех фаз и
Рис. 3. Голоценовая ритмика Каспия и климат Нижнего Поволжья, по [4, 23]: трансгрессии: 1 — завершающая раннехвалынская, 2 — позднехвалынская, 3 — дагестанская, 4 — туралинская, 5 — уллучаевская, 6 — поздняя новокаспийская; регрессии: 7 — енотаевская, 8 — мангышлакская, 9 — избербашская, 10 — александрбайская, 11 — дербентская. Кривые: 1 — колебания теплообеспеченности;
2 — колебания влагообеспеченности
[Свиточ, 2006] [Болиховская, Касимов, 2008]
•s ё Изменения климата
Ф в I S 05 Я" Качественная характеристика Колебания
8 а §° < и У С теплообеспеченности увлажнения Холодно Тепло сухо влажно
Тепло Сухо
Похолодание Гумидизация Ф
|б SA-3 Потепление Увлажнение
Г 1000- Похолодание Аридизация с
т111 SA Прохладно Потепление Сухо Увлажнение
т. SA-2 Похолодание Относительно тепло Аридизация Относительно влажно
5 Тепло Сухо © у) "Д
2000- Относительно тепло Относительно влажно
SA-1 Похолодание Континентализация (
-L Похолодание Увлажнение Ф J Лв J
'»1 т Тешто.............. Сухо
зооо- SB-3 Относительно тепло Увлажнение Т>
Т4 SB Похолодание Аридизация
1 т 4000- SB-2 Тепло __ . Влажно (III максимум)
1 SB-2 Похолодание Рост увлажнения ф \ i"
1 Похолодание Аридизация
т. 6000- АТ-2 Тепло Влажно (Главный климатический максимум) щ
•I тг 7000- AT АТ-1 Тепло Относительно сухо 0 (Т
Похолодание Аридизация i'"" с
Г 8000- Тепло Относительное увлажнение
1 ВО-2 Похолодание Континентализация
ВО Тепло (I максимум) Влажно 1
'I 9000- ВО-1 Прохладно Континентализация С ■
I' 10000- РВ-2 Прохладно Влажно ф \
множества осцилляций. По-видимому, в ее начале произошло проникновение в Каспий руководящей формы новокаспийского моря — черноморского моллюска Cerastoderma glaucum (Cardium edule).
Во время голоценовых трансгрессий Каспия (рис. 1): енотаевской (9,5—8,6 тыс. л.н.) мангышлак-ской (7,2—6,4 тыс. л.н.) и избербашской (4,9—3,9 тыс. л.н.) — уровень моря снижался на десятки метров и осушались крупные участки дна, особенно обширные в Северном Каспии. Максимальное снижение уровня отмечалось в мангышлакскую эпоху [15]. В это время, возможно, осушался весь каспийский шельф (234 тыс. км2 ), площадь Каспия сократилась до 150 тыс. км2 , а объем моря — с 78 до 62 тыс. км3. В климатической ритмике голоцена регрессии Каспия соответственно
приходятся на первую половину бореального периода, завершение первой половины ранней атлантики и начало суббореального периода.
В палеогеографической голоценовой истории Каспия выделяются две крупные эпохи. Ранняя (первая треть голоцена) — время завершения хвалынской трансгрессии — солоноватоводный водоем, заселенный обедненным комплексом каспийских моллюсков. По времени эпоха совпадает с предбореалом, бореа-лом и началом атлантики. Судя по составу фауны [30] и материалам палинологического анализа [4, 26], это был относительно холодный, в разной степени опресненный водоем с прохладным и влажным либо сухим климатом, без заметных признаков наступления последующих теплых эпох голоцена. В позднюю (по-
слехвалынскую) эпоху происходило заметное потепление климата, в водах регрессирующего водоема появилась типичная новокаспийская фауна моллюсков — дидакны группы "сга88а", тогда же появляется и Cardium edule.
Черное море. Голоценовой истории Черного моря — колебаниям его уровня, изменению солености, со-
става фауны, климату и ландшафтам побережий, — начиная с работ Н. Андрусова, Д.А. Архангельского и Н.М. Страхова, посвящена обильная литература [3, 16, 18, 27, 28]. На основе обширного банка радиоуглеродных данных, археологических и геоморфологических материалов детально реконструировано [2, 3] положение уровня Черного моря в голоцене (таблица).
Радиоуглеродный возраст голоценовой ритмики Черного моря (по [2] с сокращениями)
Стадии Подстадии Фазы Подфазы
Возраст (14С), тыс. л.н. Абс. отм., м выделены по биоценозам шельфа [Балабанов и др., 1988] выделены по трансгрессивно-регрессивным ритмам [Балабанов и др., 1981]
0,4 Современная VII
0,8 3,0 Позднесредневековая У1—УИ
1,1 9 Средневековая ^2
1,35 3—3,5 Нимфейская регрессия VI
2,0 0 Нимфейская
2,5—2,6 5—6 Фанагорийская
2,8—4,0 0 Джеметинская поздняя
4,1 4 (8—9) регрессия
4,3—4,4 0,5 Джеметинская средняя
4,7 8 регрессия
4,8—5,1 1 Джеметинская Джеметинская ранняя, третья V V,3
5,2 6 регрессия
5,3—5,4 2 Джеметинская ранняя, вторая V:2
5,5—5,6 7 регрессия
5,7 2 Джеметинская ранняя, первая V!1
6,2—6,3 16 Каламитско-джеметинская
6,45 5—6 Каламитская
7,0—7,1 23 Витязевско- каламитская IV
7,3 7 Витязевская
6,8—8,0 29 Бугазско-витязевская
8,1—8,2 17 Бугазская поздняя ш2
8,3—8,4 32 Бугазская регрессия ш1—ш2
8,7 24 Бугазская ранняя Ш1
8,9—9,1 42 Новоэвксинско-бугазская П—Ш
9,4—9,6 25 Новоэвксинская вторая II
10,0—10,2 54 Новоэвксинская Регрессия ш
10,4 36 Новоэвксинская вторая I
В конце позднего плейстоцена, непосредственно предшествовавшего голоцену, длительное снижение уровня опресненного полуморского бассейна, начавшегося с тарханкутской эпохи, привело к глубокой регрессии и прекращению связи со Средиземным и Каспийским морями. По мнению Д.Д. Квасова [11], новоэвксинский бассейн был сточным озером-морем на отметках около -100 м, расположенным на месте черноморских котловин, континентального склона и нижней части шельфа, и имел объем ~500 км3 и площадь ~20 тыс. км2. Бассейн был заселен разнообразной малакофауной азовского типа (Monodacna caspia, Adacna vitrea, Hypanis plicatus, Dreissena polymorpha), резко отличной от предшествующей средиземноморской. В прибрежной зоне озера-моря среди моллюсков господствовали Dreissena polymorpha и Monod-acna, а на глубине — Dreissena rostriformis. По мнению Л.А. Невесской [16], соленость в водоеме в начале его существования была < 7%о.
В конце новоэвксинского времени (15—10,5 тыс. л.н.) в результате проникновения в черноморскую котловину вод во время хвалынской трансгрессии произошла небольшая трансгрессия, в результате которой была затоплена средняя часть (до глубины -20 м) черноморского шельфа, несколько повысилась соленость водоема и уменьшилось количество пресноводных элементов фауны.
Собственно голоценовая трансгрессия Черного моря представляет заключительный этап плейстоценовой истории бассейна и превращения его в современный опресненный морской водоем, заселенный эвригалинной средиземноморской фауной, с соленостью ~19% в открытой части акватории, 7—12 — в полуизолированных проливах и лагунах и до 20—22% в придонных участках котловин. Трансгрессия была вызвана поступлением средиземноморских вод и происходила с разной скоростью, особенно большой на раннем этапе. Поступление большой массы тяжелых, богатых сульфатами соленых средиземноморских вод привело к затруднению вертикального водообмена в черноморской котловине и образованию мощного слоя сероводородного заражения [17].
В голоценовой истории Черного моря выделяются два этапа, различающиеся по положению уровней трансгрессивно-регрессивных ритмов, их происхождению, составу малакофауны и климатическим условиям (рис. 1, Б). Первый этап приходится на начало голоцена — это завершающая стадия регрессивной новоэвксинской эпохи. Ее характеризуют большая площадь осушенного шельфа и наличие пресноводных и слабоосолоненных водоемов с обилием пресноводной малакофауны. В конце этапа за счет поступления в Черное море по Манычу хвалынских вод произошла небольшая новоэвксинская трансгрессия.
Второй этап — голоценовая (фландрская) трансгрессия, совпавшая с теплым послеледниковьем и состоящая из 2 стадий [2] — 1) начальной — быстрый, резкий подъем уровня со столь же резкими, но с меньшей амплитудой регрессиями и 2) заключитель-
ной — относительно стабильное высокое положение уровня моря, осложненное фанагорийской регрессией, с высокой соленостью бассейна и образованием в береговой зоне различных форм рельефа.
Голоценовая ритмика уровня Черного моря соотносится с климатической периодизацией голоцена (рис. 1, В) следующим образом: завершение новоэвк-синской трансгрессии совпадает с поздним дриа-сом—предбореалом—началом бореала; предбугазская регрессия — с ранним бореалом; бугазская трансгрессия — со средним—поздним бореалом; предвитязев-ская регрессия — с началом атлантики; витязевская трансгрессия — с ранней атлантикой; предкаламит-ская регрессия с началом средней атлантики; пред-джеметинская регрессия — со средней Атлантикой; джеметинская трансгрессия — с поздней атлантикой— суббореалом; фанагорийская регрессия — с концом позднего суббореала и нимфейская трансгрессия — с субатлантикой. Отмеченное свидетельствует о самом разном сочетании таких событий, как трансгрессивно-регрессивная ритмика Черного моря и климатическая цикличность севера Европы.
Балтийское море (Варяжское) представляет собой глубоко проникающий в материковую сушу севера Европы опресненный залив Северной Атлантики. История его развития заметно отличается от таковой большинства других морей России. Это очень молодой бассейн, возникший из приледникового озера в голоцене. Его история — это геологически непродолжительный и сложный этап возникновения и существования водного бассейна, завершившийся образованием современного Балтийского моря.
В результате исследований В. Рамсея, Й. Де Геера, М. Сеурамо и К.К. Маркова, а также многих других специалистов голоценовая история Балтики достаточно полно изучена и реконструирована (рис. 4). Выделяется ряд стадий (фаз) развития древнего и современного водоемов, обусловленных тремя основными факторами — динамикой и положением сокращавшегося скандинавского ледника; изменением уровня океана; знаком, тенденцией и скоростью изо-статических движений. Большинство исследователей отмечают следующие стадии: балтийского ледникового озера, иольдиевого моря, анцилового озера, ли-торинового и современного бассейнов (рис. 1, Б). Д.Д. Квасовым [11] стадии сгруппированы в три этапа — озерный, переходный и морской.
Озерный этап — предыстория современной Балтики — охватывает самый конец позднеледниковья — эпохи бёллинга, аллерёда и позднего дриаса (около 13—10 тыс. л.н.), в нем выделяется стадия существования обширных плотинных южно-балтийского и балтийского ледникового озер.
Переходный (регрессивный) этап — непосредственная палеогидрологическая предыстория современной Балтики, эпоха раннего голоцена, охватывающая пред-бореальный и бореальный периоды (10—8 тыс. л.н.), состоящая из иольдиевой и анциловой стадий.
Рис. 4. Поздне- и послеледниковая история Балтийского моря, по [7]
Морской этап — история развития современного Балтийского моря. Он приходится на средний—поздний голоцен (последние 7 тыс. лет) и состоит из ли-ториновой, лимниевой и миа (современной) стадий.
В голоцене для побережий Балтийского моря характерны динамические изменения климата и ландшафтов. В холодном позднем дриасе существовали ландшафты перигляциальной тундры и редкостойные сосново-березовые леса [6]. В начале бореала в результате потепления климат побережий иольдиево-го моря был влажным и относительно теплым, на большей части территории господствовала лесная растительность с доминантами — березой и сосной, однако местами сохранялись позднеледниковые и га-лофитовые реликты [6].
В атлантический период, во время существования литоринового моря, климат был влажным и теплым, широкое распространение получили лиственные, преимущественно ольхово-березовые леса, в составе которых на Самбийском п-ове произрастали широколиственные породы (дуб, липа, вяз, орешник) [9].
Климат побережий лимниевого моря был относительно прохладным и влажным. Среди ландшафтов максимальное развитие получили елово-сосновые леса. В дальнейшем в условиях субатлантического улучшения климата произошло становление современных ландшафтов балтийских побережий с господством березово-сосновых лесов с примесью ели и широколиственных пород, формировался современный рельеф берегов — низменных, преимущественно аккумулятивных на восточном побережье Финского залива и денудационно-абразионных на Самбийском п-ове.
Белое море представляет полузамкнутый, глубоко проникающий в материковую сушу субполярный
бассейн с изрезанной береговой линией, мелководный, с пониженной соленостью. Это окраинный шель-фовый водоем, расположенный на восточном склоне Балтийского кристаллического щита и дальней периферии складчатых рифейских сооружений Тимана.
Реконструкция голоценовых бассейнов Белого моря выполнена М.А. Лавровой [13] по фауне моллюсков. Самая ранняя стадия (фаза), названная по первому морскому иммигранту-моллюску Portlandia arctica, отмечается в предбореале, ее деформированная береговая линия установлена на отметках до 120 м (р. Ноты). В конце предбореала происходила (рис. 1, А) литориновая регрессия с падением уровня моря на несколько десятков метров. В бореале около 9,8 тыс. л.н. состоялась трансгрессия фолас. Море было заселено разнообразными сублиторальными, в том числе бореальными, видами моллюсков. Последующая трансгрессия — тапес I — была непродолжительной (около 500 лет) и отмечалась на границе бореального и атлантического периодов. Сменившая ее (после небольшой регрессии) трансгрессия тапес II приходится на атлантическое время и характеризуется повышением температуры воды в водоеме на 2,5°С [13] и резким увеличением в нем видового разнообразия моллюсков, среди которых появились бореально-лузи-танские виды — Cyprina islandica и Neptunea despesta (рис. 5).
В суббореальную эпоху произошла трансгрессия тривия и продолжалось развитие бореальной фауны. На беломорских побережьях на отметках до -26 м образовались три уровня морских террас [14]. В субатлантическое время (2,5—0 тыс. л.н.) уровень Белого моря с небольшими колебаниями упал до современного положения. По комплексам моллюсков в нем
Рис. 5. Схема развития морской фауны в поздне- и послеледниковых морских отложениях Кольского полуострова [17]: виды: 1 — арктические; 2 —низкоарктические и преимущественно арктические; 3 — бореальные и преимущественно бореальные; 4 — бореально-
лузитанские; 5 — арктическо-бореальные; 6 — всего видов
выделяются небольшие морские трансгрессивные стадии (фазы): 081геа (1 и 2) и Limnea а на побережьях образуются самые низкие террасы.
В предбореальный период, в эпоху низкого уровня океана и литориновой регрессии Белого моря заканчивалась деградация материковых ледников, среди остатков которых были расположены открытые приледниковые ландшафты лесотундры, ерниковой и торфяной тундры [8]. В бореале при трансгрессии фолас по мере смягчения климата стала увеличиваться облесенность территории, широко распространились ель и сосна с примесью лиственных пород. В атлантический оптимум голоцена на берегах водоема тапес II была широко распространена лесная растительность с участием широколиственных пород. В суббореаль-ное и субатлантическое время уровень Белого моря немного упал, снизились значения летней температуры, увеличилась увлажненность и произошло отступание границы к югу [13].
Голоценовые трансгрессии Белого моря начались под решающим влиянием гляциологического фактора, когда морское осадконакопление на низменных берегах было целиком обусловлено гляциоизостати-ческими опусканиями территории и проникновением арктических вод в котловину Белого моря. По мере усиления трансгрессии океана основная роль постепенно перешла к эвстатическому фактору. После снятия ледовой нагрузки широко проявились гляциоизоста-тические поднятия берегов и произошло определенное сокращение площади их затопления.
Сравнительный анализ реперных событий (рис. 1). Различная степень достоверности и разнообразие фактологического материала для окраинных морей Европейской России не позволяет выполнить деталь-
ный сравнительный анализ ритмики их уровенного режима и палеогеографической истории в голоцене. Реально можно рассматривать обобщенные данные по изменению их уровней, наиболее крупную ритмику сравнить с климатической периодичностью голоцена, в первую очередь с его наиболее контрастными событиями — холодной эпохой предбореала и атлантическим климатическим оптимумом.
Белое море (рис. 1, А). По характеру изменения уровня моря на его кривой выделяются две стадии развития. Ранняя (>10—6 тыс. л.н.) с резким (более 30 м) подъемом уровня, когда происходили трансгрессии портландия и фолас, разделяющая их литори-новая регрессия, завершалась стадия короткой боре-альной трансгрессией тапес I. Поздняя (6—0 тыс. л.н.) представляет систему небольших колебаний уровня, включающих крупные трансгрессии тапес II и тривия и более мелкие — остреа и литорина. Знаковые трансгрессии Белого моря (палеогеографические реперы) — тапес II (совпадает с голоценовым оптимумом) и холодная портландия совпадает с арктическим климатом предбореала, рис. 1, А.
Балтийское море (рис. 1, Б). В голоцене установлены две крупные стадии уровенного режима. Ранняя стадия (10,0—4,0 тыс. л.н.), начавшаяся резким подъемом уровня на 30 м, состояла из трансгрессий, разделенных регрессией с падением уровня на 10 м. Самая крупная (реперная) трансгрессия литорина с подъемом до +5 абс. м приходится на голоце-новый климатический оптимум. Поздняя стадия (4—0 тыс. л.н.) — эпоха небольших колебаний уровня моря (-2...+2) и его относительной стабилизации — приходится на суббореальную и субатлантическую эпохи.
Общий характер уровенного режима Балтики сходен с таковым Белого моря (рис. 1, А, Б), что уже отмечалось в литературе [14, 25]. Бассейны расположены в сходных структурных и климатических условиях и в начале существования были тесно связаны с деградацией скандинавского ледника. По времени осуществления практически совпадает и крупная ритмика бассейнов — трансгрессии тапес II и тривия Белого моря и литориновое и лимниевое моря Балтики. Реперные события — трансгрессии тапес II и ли-ториновая — приходятся на голоценовый оптимум голоцена. Совпадают и две крупные регрессивные эпохи — литориновая регрессия Белого моря, обусловленная низким уровнем океана около 9 тыс. л.н., и анциловое озеро Балтики, которое, как считается [19], возникло в связи с поднятием ложа древнего пролива в Южной Швеции, хотя, скорее, было обусловлено небольшим опусканием уровня океана. Для самого конца позднего плейстоцена — начала голоцена установлено определенное несходство в палеогеографической летописи Белого и Балтийского морей. Заполнение котловины Белого моря океанскими водами произошло до начала голоцена — в аллерёде и позднем дриасе, в это время там уже существовал опресненный морской водоем, заселенный арктическими моллюсками РоН1апй1а агеИеа. На Балтике в это время еще существовало балтийское ледниковое озеро, а иольдиевое море появилось позднее — в конце пред-бореала (10—9 тыс. л.н.).
Черное море (рис. 1, В). Как и для северных бассейнов Европейской России, для ее южного водоема — Черного моря — в голоцене отмечены две крупные стадии, сходные по динамике и тенденции развития и состоящие из мелких ритмов. Ранняя стадия (10— 5,7 тыс. л.н.) — уровень моря за 4 тыс. лет с резкими колебаниями поднялся на 40 м и более и произошли бугазская, витязевская и каламитская трансгрессии, разделенные короткими глубокими регрессиями. Все они были связаны с заполнением черноморской котловины средиземноморскими водами, преодолевшими Босфор около 9—8 тыс. л.н. Поздняя стадия (5—0 тыс. л.н.) — это время небольших колебаний уровня вблизи отметок около 0 м и ниже.
Между рассматриваемыми бассейнами в их голо-ценовой истории существуют заметные различия:
1) голоценовая история Черного моря никак не связана с развитием скандинавского ледника и целиком обусловлена поступлением средиземноморских вод;
2) в начальный этап для Черного моря выявлено больше трансгрессий, чем для северных бассейнов (5 против 2);
3) связь морской ритмики с климатической периодичностью на севере Русской равнины в голоцене самая разная (рис. 1, А—В). Например, атлантический климатический оптимум совпадает с каламитской трансгрессией, воды которой были заселены эврига-линной морской фауной, и началом следующей дже-метинской трансгрессии. В ее конце, но уже после климатического оптимума — в суббореальную эпоху — в море появились наиболее стеногалинные моллюски;
4) не совпадали максимумы литориновой (Балтика) и джеметинской (Черное море) трансгрессий, разделенных эпохой в 2 тыс. лет.
Каспийское море (рис. 1, Г) — направленность ритмики его уровня в голоцене прямо противоположна колебаниям уровня во всех других окраинных водоемах европейской части России. Его уровень характеризуется устойчиво-прерывистым снижением. В раннем голоцене — в эпоху деградации хвалынского моря — происходило снижение уровня с отметки более +40 м до нуля и менее; в среднем голоцене, во время дагестанской и новокаспийской трансгрессий, — с отметок 0 до -20 м и ниже; в конце голоцена— современную эпоху до -28 м и ниже. Сходная ситуация выявлена и в соотношении уровенного режима Каспийского моря и общей европейской климатической тенденции — направленном потеплении климата в голоцене, когда уровень Каспия неуклонно снижается, а в других окраинных бассейнах повышается, достигая максимума в атлантический оптимум.
Ритмика уровня Каспия более сложная, более динамичная, контрастная и разнопорядковая, охватывающая несколько иерархических уровней [23]. Например, современное положение уровня Каспия приходится на время крупного послехвалынского регрессивного этапа, новокаспийскую трансгрессивную стадию, конец новокаспийской регрессивной осцилляции, завершение трансгрессивной конвульсии конца XX в. [22].
Заключение. Описанные различия голоценовой ритмики уровня Каспия и других окраинных бассейнов свидетельствуют о разных причинах их происхождения. Сходство уровенного режима Белого, Балтийского и Черного морей связано с общим ходом голоценовой трансгрессии океана (рис. 1, Д). После проникновения океанских вод в депрессии этих водоемов, что произошло в начале голоцена, воды океана практически целиком определяли уровенный режим этих морей.
Природа изменений уровня Каспия более сложная и до настоящего времени полностью не установлена. Очевидно лишь, что она связана с множеством причин, где каждое реальное положение уровня есть результат взаимодействия нескольких факторов, усиливающих либо ослабляющих основную тенденцию поведения уровня на данном хронологическом отрезке. Учитывая соответствующие исследования автора [22, 23] и других ученых [11, 12, 21, 27], касающихся голоценовой истории Каспия, можно заключить, что основные причины колебаний его уровня в голоцене (фазы, осцилляции) заключались в изменчивости соотношения региональных (местных) климато-гид-рологических факторов водного баланса моря — поступления речных и атмосферных вод (приход) и испарения (расход). Именно с дальнейшим анализом этих исходных составляющих, возможно, будет связана достоверность прогноза столь непредсказуемого поведения уровня Каспия.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Абрамова Т.А. Изменения увлажненности Каспийского региона в голоцене по палинологическим данным // Колебания увлажненности Арало-Каспийского региона в голоцене. М.: Наука, 1980. С. 71—74.
2. Балабанов И.П. Палеогеографические предпосылки формирования современных природных условий и долгосрочный прогноз развития голоценовых террас Черноморского побережья Кавказа. М.; Владивосток: Дальнаука, 2009. 350 с.
3. Балабанов И.П., Измайлов Я.А. Изменения уровен-ного режима Черного и Азовского морей за последние 20 тыс. лет // Водн. ресурсы. 1988. № 6. С. 54—62.
4. Болиховская Н.С., Касимов Н.С. Ландшафтно-климатические изменения на территории Нижней Волги за последние 10 тыс. лет // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. М.: Изд -во Моск. ун-та, 2008. С. 99—117.
5. Варущенко С.И., Варущенко А.Н., Клиге Р.К. Изменения режима Каспийского моря и бессточных водоемов в палеовремени. М.: Наука, 1987. 240 с.
6. Геоморфология и четвертичные отложения европейской части СССР. Л.: Наука, 1969. 252 с.
7. Герасимов И.П., Марков К.К. Четвертичная геология. М.: Учпедгиз, 1939. 250 с.
8. Девятова Э.И. Стратиграфия четвертичных отложений и палеогеография четвертичного периода в бассейне р. Онеги. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1961. 89 с.
9. Додонов А.Е., Наместников Ю.Г., Якушева А.Ф. Новейшая тектоника юго-восточной части Балтийской сине-клизы. М.: Изд -во Моск. ун-та, 1976. 1986 с.
10. Жиндарев Л.А., Лукьянова С.А., Бадюкова Е.Н. Развитие морских берегов России и Калининградское побережье России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана. М.: Изд -во Моск. ун-та, 1997. С. 188—201.
11. Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. М.: Наука, 1975. 278 с.
12. Колебания уровня водоемов Земли в недавнем геологическом прошлом // Океанология. 1966. Т. 56. С. 37—50.
13. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 233 с.
14. Лаврова М.А. Позднеледниковая и послеледниковая история Белого моря // Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. М.: Наука, 1968. С. 140—162.
15. Маев Е.Г. Экстремальная регрессия Каспийского моря в раннем голоцене // Экстремальные гидрологические события в Арало-Каспийском регионе. М.: РАСХН, 2006. С. 62—66.
16. Невесская Л.Н. Позднечетвертичные двустворчатые моллюски Черного моря, их систематика и экология // Тр. ПИН СССР. 1965. Т. 105. 378 с.
17. Николаев С.Д. Изотопная палеогеография внутри-континентальных морей. М.: ВНИРО, 1995. 127 с.
18. Островский А.Б., Измайлов Я.А., Щеглов А.П. и др. Новые данные о стратиграфии и геохронологии плейстоцена морских террас побережья Кавказа и Керченско-Таманской области // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977. С. 3—27.
19. Палеогеография позднечетвертичного времени Северной Европы // ВИНИТИ. Сер. палеогеография. 1985. Т. 2. 215 с.
20. Попов Г.И. Плейстоцен Черноморско-Каспийских водоемов. М.: Наука, 1983. 215 с.
21. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М.: Изд -во Моск. ун-та, 1978. 256 с.
22. Свиточ А.А. Экстремальный подъем уровня Каспийского моря и геоэкологическая катастрофа в приморских городах Дагестана. М.: РАСХН, 1997. 250 с.
23. Свиточ А.А. Иерархия и хронология голоценовых колебаний уровня Каспийского моря // Изменения при-родно-территориальных комплексов в зонах антропогенного воздействия. М.: Медиа-Пресс, 2006. С.125—132.
24. Свиточ А.А., Селиванов А.О., Янина Т.А. Палеогеографические события плейстоцена Понто-Каспия и Средиземноморья. М.: РАСХНИЛ, 1998. 289 с.
25. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцен-голоцене и развитие морских берегов. М.: РАСХНИЛ, 1996. 268 с.
26. Супрунова Н.И., Вронский В.А. Биостратиграфическая характеристика четвертичных отложений юго-западного Прикаспия // Бюл. комиссии по изучению четвертичного периода. Т. 33. М., 1966. С. 43—52.
27. Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. 163 с.
28. Шнюков Е.Ф., Алекин В.М., Путь А.Л. и др. Геология шельфа УССР. Керченский пролив. Киев.: Наукова думка, 1981. 161 с.
29. Яковлева С.В. О Балтийско-Беломорском позднелед-никовом осадконакоплении // Тр. комиссии по изучению четвертичного периода Европы. М.; Л., 1933. Вып. 2. С. 55—69.
30. Янина Т.А. Дидакны Понто-Каспия. М.; Смоленск: Маджента, 2005. 298 с.
31. Fairbidge R.W. Euststic changes in sea level // Phys. and Chem. of the Earth. 1961. Vol. 4, N 5. P. 99—185.
Поступила в редацю 20.09.2010
A.A. Svitoch
THE HOLOCENE HISTORY OF THE CASPIAN SEA AND OTHER PERIPHERAL
BASINS OF EUROPEAN RUSSIA: COMPARATIVE ANALYSIS
Sea level fluctuations and palaeogeographical history of the Holocene are discussed for the Caspian, Black, Baltic and White seas. The principal events are identified and analyzed in comparison. The Holocene rhythms of the Caspian Sea in terms of their vector and correlation with climate changes are quite the reverse of the sea level fluctuations of other water bodies which followed the general trend of the Holocene transgression of the World Ocean. More complex nature of the Caspian Sea level changes results from the interrelations of a large number of mostly local hydroclimatic factors, each of them influencing the main trend to a different extent.
Key words: the Caspian Sea, the Holocene, peripheral basins, sea level fluctuations, comparative analysis, European Russia.
