CC BY
10
УДК 551.352(262.81)
О ВРЕМЕНИ ПОСЛЕДНЕЙ СВЯЗИ КАСПИЙСКОГО И ЧЕРНОГО МОРЕЙ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Валентин Михайлович Сорокин1 Тамара Алексеевна Янина2, Валерий Леонтьевич Лукша3
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; vsorok@rambler.ru
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; didacna@mail.ru
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; lukshav@inbox.ru
Аннотация. Выполнен сравнительный анализ разрезов грунтовых колонок из северной части Черного моря и Северного и Среднего Каспия. В Черном море выделены ново-, древнечерноморские и новоэвксинские осадки, выявлены особенности их литологического состава и установлен радиоуглеродный возраст. В Каспийском море выделены и скоррелированы мелководные и глубоководные новокаспийский, мангышлак-ский, верхнехвалынский, нижнехвалынский, ательский и гирканский горизонты. В результате установлены идентичность строения непрерывных глубоководных разрезов сравниваемых водоемов и синхронность новоэвксинских и позднехвалынских слоев, что предполагает отсутствие связи между новоэвксинским и раннехвалынским морями.
Ключевые слова: стратиграфия, поздний плейстоцен, голоцен, осадки, Черное море, Каспийское море, палеогеография
Для цитирования: Сорокин В.М., Янина Т.А., Лукша В.Л. О времени последней связи Каспийского и Черного морей в позднем плейстоцене // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2023. № 1. С. 75-84. doi: 10.55959/ MSU0579-9406-4-2023-63-1-75-84
ABOUT THE TIME OF A LAST CONNECTION BETWEEN
THE CASPIAN AND BLACK SEAS DURING THE LATE PLEISTOCENE
Valentin M. Sorokin1^, Tamara A. Yanina2, Valery L. Luksha3
1 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; vsorok@rambler.ru
2 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; didacna@mail.ru
3 Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; lukshav@inbox.ru
Abstract. A comparative analysis of sections of soil columns from the northern part of the Black Sea and the Northern and Middle Caspian Sea was performed. In the Black Sea, the New, Old Black Sea and New Evksin sediments were identified, the features of their lithological composition were revealed and the age of 14C was established. Shallow and deep-water Novocaspian, Mangyshlak, Verkhnekhvalynsky, Nizhnekhvalynsky, Athelsky and Hyrkan horizons are identified and correlated in the Caspian Sea. As a result, the identity of the structure of the continuous deep-water sections of the compared reservoirs and the synchronicity of the Novoevksin and Late Khvalyn layers are established, which suggests the absence of a connection between the Novoevksin and Early Khvalyn seas.
Key words: stratigraphy, Late Pleistocene, Holocene, sediments, Black sea, Caspian sea, paleogeography For citation: Sorokin V.M., Yanina T.A., Luksha V.L. About the time of a last connection between the Caspian and Black Seas during the Late Pleistocene. Moscow University Geol. Bull. 2023; 1: 75-84. doi: 10.55959/MSU0579-9406-4-2023-63-1-75-84 (In Russ.).
Введение. После распада в плиоцене Восточного Паратетиса [Попов и др., 2010] Черное и Каспийское моря на протяжении четвертичной истории развивались преимущественно изолированно одно от другого. Лишь в короткие промежутки времени происходил односторонний сброс каспийских вод в черноморский бассейн. Последнее подобное событие случилось во время валдайского оледенения, когда произошла раннехвалынская трансгрессия Каспийского моря, одна из крупнейших, достигшая уровня +50 м, в результате которой была превышена высота Маныческого порога (современная отметка +26 м),
что вызвало сток его вод в Черное море [Свиточ, Янина, 1997; Федоров, 1978].
Поздний неоплейстоценовый этап геологической истории Черного и Каспийского морей наиболее обеспечен фактическим материалом. Несмотря на это, среди специалистов существуют разные точки зрения на время связи между каспийским и черноморским бассейнами. Первая из них наиболее четко и обоснованно выражена П.В. Федоровым [1978] и Г.И. Поповым [1983]. По мнению этих авторов, раннехвалынская трансгрессия, воды которой проникли в Черное море, произошла во время сред-
невалдайского (молого-шекснинского) межстадиала, а Г.И. Попов синхронизировал ее с выделенной им сурожской трансгрессией Черного моря.
Последователи второй точки зрения опираются на результаты определения возраста нижнехвалын-ских осадков с использованием разных методов датирования: радиоуглеродного, U/Io, термолюме-несцентного (ТЛ, ОСЛ), ЭПР [Арсланов и др., 1988; Arslanov, 2016; Леонов и др., 2002; Рычагов, 1997; Свиточ, Янина; 1997; Янина, 2012; Chepalyga, 2007; Dolukhanov et al., 2010; Kuplin et al., 1993]. Согласно наиболее многочисленным радиоуглеродным датировкам время накопления нижнехвалынских отложений определено в интервале от 8,6 до 31 тыс. 14С лет назад (л.н.), причем подавляющее число датировок не превышает 16 тыс. лет, т. е. отвечает последней - осташковской - стадии валдайского оледенения (LGM). Из сопоставления приведенных выше данных с радиоуглеродным возрастом поздне- и послеледниковых осадков Черного моря (15-18 тыс. календарных лет (кал. л.) BP) [Свиточ, Янина,1997; Bahr et al., 2005, 2006] устанавливается синхронность новоэвксинских и нижнехвалынских отложений и, следовательно, сток каспийских вод в новоевксинский водоем, находившийся в то время в стадии глубокой регрессии.
В результате анализа опубликованных датировок каспийских осадков выявлено наличие разночтений в представлениях многих исследователей о времени наступления основных позднечетвертич-ных событий в Каспийском море, в их корреляции со стадиями последнего оледенения Русской равнины и с Черным морем. Большая часть отечественных и западных исследователей Черного и Каспийского моря опираются на молодой возраст хвалынских отложений и коррелируют не только раннехвалын-скую, но даже позднехвалынскую трансгрессию с новоевксинской регрессией (LGM) и последующей трансгрессией [Бадюкова, 2007; Вронский, 2006, Рычагов, 1997; Свиточ, 2000; Янина, 2012; Bahr et al., 2005, 2006; Major et al., 2006; Tudrin et al., 2016; Kroonenberg et al., 1997; Ryan, 2003].
Северо-западная часть Черного моря и Северный и Средний Каспий лежат в пределах пассивной континентальной окраины, образованной ВосточноЕвропейской и Скифско-Туранской платформами. Обширные северные водосборные области, откуда в моря поступало и поступает большое количество терригенного материала, в четвертичное время находились в зоне влияния материковых оледенений с контрастными изменениями климата и ландшафтов. Смена ледниковых и межледниковых периодов приводила к изменению роли физических и химических процессов выветривания материнских пород, определявших масштаб и качество поступающего в бассейны материала, что нашло отражение в составе донных осадков. Наиболее чувствительны к этим изменениям глинистые минералы, которые могут служить надежными индикаторами происходивших
в рассматриваемых морях палеогеографических изменений.
Материалы и методы исследований. Целью работы было обоснование времени связи Черного и Каспийского морей на основе сравнительной характеристики разрезов мелководных и глубоководных верхнечетвертичных осадков и комплекса глинистых минералов из северо-западного района Черного моря, Северного Каспия и Дербентской впадины. Работа включала стратификацию и корреляцию разрезов на основе биостратиграфического изучения осадков и опубликованных определений их радиоуглеродного возраста [Безродных и др., 2015; Bezrodnikh, Sorokin, 2016; Sorokin et al., 2014; 2018; Yanina et al., 2018], литологические исследования и палеогеографические реконструкции.
Нами проанализировано несколько колонок осадков с шельфа, северного континентального склона и из западной котловины Черного моря, несколько разрезов скважин из центральной части шельфа Северного Каспия и несколько колонок осадков из Дербентской впадины Среднего Каспия (рис. 1).
Результаты исследований их обсуждение. Черное море. В толще верхнечетвертичных осадков Черного моря выделены новоевксинский и черноморский (древнечерноморский и новочерноморский) горизонты (рис. 2).
Шельф. В изученных разрезах юго-западного шельфа Крыма на глубине моря 80-100 м новочерноморские и древнечерноморские слои суммарной мощностью до 4 м представлены алевритово-гли-нистыми и глинистыми илами с прослоями раковин морских видов моллюсков Modiola phaseolina в новочерноморских и Mytilus galloprovincialis в древнечерноморских осадках. В самых низах последних наблюдается погрубление осадков до сильнопесчаных илов с раковинами, в составе которых присутствуют каспийские Dreissena polymorpha, Dr. rostrifiormis, Monodacna caspia и средиземноморские Cerastoderma glaucum и Mytilus galloprovincialis, что свидетельствует об установлении связи со Средиземным морем.
Новоевксинский горизонт вскрыт на глубину 2-4 м и содержит раковины только слабосолоновато-водных видов Dreissena polymorpha, Dr. rostrifiormis и Monodacna caspia. В его разрезе чередуются крупные (2-4 м) пачки алевритово-глинистых и песчанистых илов и ракушняков. В нижней части обнаружены прибрежные галечники и пески с галькой и гравием. Для подстилающих их ракушняков получен возраст 21 286±437 кал. л. BP, а для перекрывающих илов -16038±1912 кал. л. BP (калибровка данных 14С из [Щербаков и др., 1978]). Следовательно, минимальный уровень новоевксинского бассейна достигнут во время последнего ледникового максимума (LGM).
Глубоководная впадина. Разрез глубоководных отложений состоит из нескольких литологических слоев (рис. 2). Новочерноморский горизонт представлен пачкой тонкослоистого глинисто-известкового
Рис. 1. Схемы расположение изученных разрезов: А — в Черном море (на левом фрагменте показаны точки с вскрытыми новоэвксинскими коричневыми илами), Б — в Каспийском море
Рис. 2. Схема корреляции и строение разрезов осадков Черного моря: 1 — глинисто-кокколитовый ил; 2 — сапропель; 3 — из-вестково-глинистый ил; 4 — глинистый ил с гидротороилитом; 5 — коричневый глинистый ил; 6, 7 — ракуша и/или раковинный детрит; 8 — песок; 9 — переслаивание раковин и глинистого ила; 10 — гравий, галька. Q4 нч — новочерноморский горизонт, Q4 дч — древнечерноморский горизонт, Q3 нэ — новоэвксинский горизонт; цифры у колонок — калиброванный ВР возраст
(кокколитового) ила с повышенным содержанием СаСО3 (до 40-60%), Сорг (до 3-5%) и местами аморфного кремнезема (диатомовые, SiO2 аморф до 5-10%). Микрофлора включает остатки кокколито-форид Emiliania huxleyi. Диатомовые представлены морским комплексом с примесью пресноводных и солоноватоводных видов, а в составе диатомовых илов доминируют представители рода Chetoceros [Сорокин и др., 1992]. Возраст основания горизонта, по нашим данным AMS-анализа кокколитов в глубоководной впадине, составляет около 3-3,5 тыс. кал. л. BP.
Древнечерноморский горизонт сложен слабокарбонатным, пелитоморфным, микрослоистым илом (сапропель), обогащенным Сорг до 15%. В нижних 10-15 см в нем присутствует много тонких прослоев арагонитового ила, состоящего из рисоподобных кристаллов. В составе кокколитофорид отмечен вид Braarudosphaera begelowii. Среди диатомовых водорослей определены планктонные преимущественно морские, но встречены и пресноводные виды [Сорокин и др., 1992]. В спорово-пыльцевом комплексе доминирует пыльца широколиственных деревьев. Возраст основания горизонта, определенный нами по арагонитовым прослоям, составляет около 7-8 тыс. лет.
Новоевксинский горизонт состоит из нескольких слоев. В верхней части он сложен серым алевритово-глинистым илом (фракция <0,005 мм до 60-65%), включающим 2 прослоя глинисто-известкового ила (до 50-60% СаСО3, до 1-1,5% Сорг) и прослой диатомита, состоящего из Stephanodiscus astraea. Ниже по разрезу появляются сгустки, линзы и прослои гидротроилита, вплоть до образования черного слоя. Диатомовые водоросли представлены преимущественно солоноватоводными и пресноводными видами с небольшой примесью морских видов в самом верху.
Спорово-пыльцевые комплексы характеризуются доминированием (до 60-80%) пыльцы трав, среди которых преобладают полынь, маревые, злаки, единично встречается эфедра. Среди древесных пород наиболее распространена пыльца сосны, а лиственные породы присутствуют в незначительном количестве, увеличивающемся снизу вверх [Черны-шова, Сорокин, 1984].
Возраст подошвы рассмотренной части горизонта по имеющимся датировкам находится на уровне ~15 тысю кал. л. BP [Bahr et al, 2005; Major et al, 2006]. Следовательно, осадки накапливались во время деградации осташковского оледенения и послеледниковья в условиях трансгрессии ново-эвксинского моря с отметок от -(90-100) м до -30 м, когда начал улучшаться климат и в бассейне сложились более благоприятные условия для развития органического мира.
Нижняя часть горизонта представлена характерным окисленным, красноватым, светло-коричневым, плотным, тонкодисперсным (фракция <0,001 мм >70%, фракция <0,005 мм 85-92%) глинистым илом,
практически бескарбонатным (<5% CaCO3, <0,5% Сорг), с включениями гидротроилита. Диатомовые водоросли состоят из редких холодноводных, пресноводных и пресноводно-солоноватоводных видов Cyclotella kuetzingiana, C. ocellata, Stephanodiscus astraea [Сорокин и др., 1992]. Спорово-пыльцевые комплексы слоя отличаются абсолютным доминированием пыльцы трав-ксерофитов (до 80%) [Черны-шова, Сорокин, 1984]. Время накопления коричневых илов приходится на интервал от 18 до 15,6 тыс. кал. л. BP [Bahr et al., 2005; 2006]. Анализ данных показывает, что они образовались в конце LGM и начале позднеледниковья в условиях холодного, сухого климата и низкого стояния уровня моря.
Глинистые минералы. Состав глинистых минералов осадков в изученном разрезе претерпевает следующие изменения (таблица, рис. 2). Тонкодисперсные светло-коричневые илы отличаются почти мономинеральным составом, в котором на долю иллита приходится до 82%. Смектиты практически отсутствуют. Суммарная доля каолинита и хлорита не превышает 15-18%. В залегающих выше серых новоевксинских илах, сапропеле и кокколитовом иле количество иллита уменьшается до 60-65%, смектита (монтмориллонит и смешанослойные иллит-монтмориллонитового состава) возрастает до 15-20%, а содержание хлорита и каолинита не изменяется.
Каспийское море. Шельф. В толще верхнечетвертичных отложений шельфа Северного Каспия в непрерывных разрезах скважин по фауне моллюсков снизу вверх последовательно выделены нижнех-валынский, верхнехвалынский, мангышлакский и новокаспийский горизонты [Безродных и др., 2015] (рис. 3).
Новокаспийский горизонт представлен раковин-но-песчаными осадками, в которых наблюдаются прослои с пресноводной, солоноватоводной и даже морской фауной. Возраст нижней границы горизонта определен на уровне около 8 тыс. л. н. [Yanina et al., 2018].
Мангышлакский горизонт включает разнообразные лагунно-озерные отложения с редкой пресноводной фауной, возраст нижней границы около 12 тыс. кал. л. BP [Bezrodnikh, Sorokin, 2016].
Верхнехвалынский горизонт сложен комплексом мелководных песчано-алевритово-глинистых осадков бурой окраски. В нем доминируют слабо-солоноватоводные виды моллюсков, а среди дидакн встречены D. praetrigonoides, D. cristata, D. parallella, D. barbotdemarnyi. Возраст нижней границы горизонта зафиксирован на уровне около 19 тыс. кал. л. [Безродных и др., 2015]. Т.А. Янина считает большую часть этой толщи нижнехвалынской.
Нижнехвалынский горизонт подстилается регрессивной субаэральной ательской свитой и представлен двумя пачками. Нижняя пачка сложена песчано-глинистыми осадками с большим количеством раковин пелеципод и их детрита,
Состав глинистых минералов питающих провинций и морских осадков
Источники проб (глубина моря) Возраст Литологический состав Состав глинистых минералов, %
иллит смектит каолинит + хлорит
Черное море
Западная провинция Q2-3 красно-коричне-вые морены 60-70 10-15 20-25
Станция 60 (1030 м) Q4 кокколитовые и сапропелевые илы 65 12 23
Q3 ne серые глины 60-65 до 15 20
Q3 ne (LGM) красновато-коричневые глины 75-85 следы до 25
Каспийское море
Восточная провинция P, Q морены и красно-цветные породы 40-50 20-30 20-30
Шоколадные глины Поволжья Q3 hv1 глины и пески 55 25 20
Аллювий Волги глины и пески 45-50 30-35 до 20
Северный Каспий (8-12 м) Q4 nc пески с ракушей, глины 50-60 20-30 до 20
Q3-4 mg песчаные глины, торф, сапропель до 50 35 15
Q3 hv2 песчаные глины и пески до 40 40-50 до 15
Q3 hv1 темно-серые глины 40-52 30-35 10-15
Терек современный аллювий 60 15 25
Сулак 65 10 25
Уллучай 65 5 30
Дарвагчай 70 5 25
Рубасчай 70 5 25
Самур 65 5 30
Дербентская впадина (>500 м) Q4 nc диатомово-глинистые илы 62 15 23
Q3-4 mg сильнокарбонатные илы 65 15 20
Q3 hv2 красно-коричневые глины 70-75 5 до 25
а верхняя — серыми глинами. В составе моллюсков определены Didacna. еЬешт, D. ртМта^а, D. гкикоуи D.parallella, D. $иЬсаШ1ш, D. cristata; присутствует D. praetrigonoides. Возраст горизонта по данным радиоуглеродного датирования разными методами варьирует от >50 до ~21 тыс. 14С лет ВР ^огокт е! а1., 2014, 2018].
Особенность комплекса глинистых минералов в осадках изученных горизонтов заключается в доминирующей роли слюдистых минералов (иллит + гидрослюда) и смектитов, доля каждой группы которых изменяется в пределах 30-50%. В подчиненном количестве присутствуют хлорит и каолинит, иногда палыгорскит.
Среди тяжелых минералов тонкопесчаной фракции (0,125-0,063 мм) по всему изученному разрезу скважин отмечено значительное содержание минералов группы эпидота (20-50%), роговой обманки (10-25%), граната (5-20%). При этом доля последних двух видов имеет тенденцию к уменьшению с удалением от устья Волги.
Глубоководная впадина. В Дербентской котловине Среднего Каспия в непрерывных разрезах
верхнечетвертичных осадков вскрыто до 4 слоев. Верхний, новокаспийский, слой состоит из серовато-зеленых глинистых илов, содержащих прослои различной мощности, обогащенные остатками диатомовых водорослей (5-10% SiO2 аморф) и органическим веществом (2-6% Сорг). Среди диатомовых преобладают морские планктонные виды с доминированием Coscinodiscus radiatus и Coscinodiscus perforatus. В подчиненном количестве содержатся морские C. gigas., Rhizosolenia calcar-avis., Rh. alata, Thalassiosira excentrica, a также морские-солоно-ватоводные виды Actinocyclus ehrenbergii, Cyclotella caspia, C. striata, Coscinodiscus jonesianus [Лопатина и др., 1996]. К низу слоя количество морских видов уменьшается, а солоноватоводных - растет. В составе спорово-пыльцевого комплекса при доминировании пыльцы трав отмечено максимальное содержание (до 25%) и разнообразие пыльцы деревьев, в том числе широколиственных видов [Сорокин, Черны-шова, 1983].
Ниже по разрезу лежат мангышлакские серые и светло-серые глинистые илы. Они содержат прожилки алеврита, редкие остатки диатомовых водорослей,
Широтная
Ст. 15
Глины 750 м
Глины
"го 60~1(Ю%
-«-ил
см
к+к
У
1 5 9 13
2 6 10 14
: : : :э
1» о\7
к 11
0
40
30
120
160
200
240
2Е0
320
360
400
440
400
520
560
600 м
Рис. 3. Схема корреляции и строение разрезов осадков Каспийского моря. Типы осадков (1-9 скважина, 10-4 грунтовые колонки): 1 — ил; 2 — глина; 3 — песок; 4 — алевритовый песок с примесью глины; 5 — переслаивание песка, алеврита, глины; 6 — переслаивание алеврита и глины; 7 — раковины и их детрит; 8 — органический детрит; 9 — заполнение врезов; 10 — переслаивание глинистого и диатомового ила; 11 — известковый глинистый ил; 12 — серый глинистый ил; 13 — бледно-коричневый глинистый ил, 14 — ярко-коричневый глинистый ил. Глинистые минералы: ил — иллит, см — смектит, к+х — каолинит+хлорит. Стратиграфические горизонты: I — новокаспийский, II — мангышлакский, III — верхнехвалынский, IV — нижнехвлынский, V — ательский,
VI — гирканский
пониженное количество Сорг (<1,5%) и максимальное количество СаСО3 (до 35-40%), представленного хе-могенным, кристаллическим, высокомагнезиальным кальцитом. В составе диатомовых водорослей доминирует солоноватоводно-морской вид АсНпосус1ш вНгепЬе^и. В виде редкой примеси присутствуют солоноватоводные, солоноватоводно-пресноводные и пресноводные виды. Спорово-пыльцевые комплексы отличаются от вышеописанных снижением процента пыльцы древесных растений (до 12-14%),
представленных сосной и единично березой. В верхней части интервала увеличивается количество пыльцы лиственных и широколиственных деревьев. На долю трав приходится 65-75% пыльцы.
По резкой литологической границе ниже залегают верхнехвалынские красновато-светло-коричневые глинистые илы, отличающиеся минимальным содержанием Сорг (<1%), СаСО3 (5-0%), отсутствием диатомовых водорослей, максимальной примесью гидротроилита. В составе пыльцы абсолютно до-
минирует пыльца травянистых растений (80-90%). Доля пыльцы деревьев снижается до <6%. В основном это сосна с примесью единичных зерен пыльцы березы, ольхи, ели. Обращает внимание отсутствие пыльцы широколиственных пород [Сорокин, Чер-нышова, 1983].
В основании разреза вскрыты голубые глинистые илы поздненехвалынского (раннехвалын-ского (?)) возраста с повышенной концентрацией Сорг, карбонатов, с небольшой примесью остатков диатомовых, гидротроилита. В спорово-пыльцевом комплексе преобладает пыльца травянистых растений (>80%), среди которых доминируют маревые и полынь, а на долю пыльцы эфедры в отдельных пробах приходится 10-15%. Пыльца древесных пород составляет 5-10%: это сосна, береза, ель, ольха, единично определены орешник и дуб.
Глинистые минералы. Состав глинистых минералов в глубоководных осадках испытывает направленное изменение снизу вверх по разрезу (таблица). Так, в коричневых верхнехвалынских глинистых илах содержится максимальное количество Fe-Al иллита (до 75%), минимум смектита (<5%), каолинит преобладает над хлоритом. Вверх по разрезу наблюдается снижение доли иллита до 60-65% в новокаспийских илах с параллельным возрастанием количества смектитов (до 15%), среди которых увеличивается роль неупорядоченных сме-шанослойных образований, а количество хлорита превышает таковое каолинита.
Итак, для обоснования времени последней связи Каспийского и Черного морей необходимо рассмотреть следующие проблемы: об источниках терригенного осадочного материала, о возрастной корреляции разрезов мелководных и глубоководных осадков Каспийского моря, о корреляции разрезов Каспийского и Черного морей, о времени функционирования Маныческого пролива между бассейнами.
Источники материала. Питающие провинции северных платформенных окраин Черного и Каспийского морей находятся на Русской равнине в области распространения ледниковых отложений в западном секторе и пермских пород в восточном секторе и включают водосборы Днепра и Волги. Кроме того, терригенный материал в Средний Каспий поставляется с запада кавказскими реками (таблица). Как показали исследования [Судакова, Немцова, 2004; 2013; Логинова и др., 1988; Каган, Солодухин, 1971], минералогический состав морен в западном секторе равнины (верховья Днепра и Волги) существенно отличается от состава источников в восточном секторе (водосборы Камы). В первом из них, формировавшиеся за счет пород Фенноскандии и Карелии, среди акцессорных минералов преобладают роговые обманки, гранаты и циркон, а в составе глинистой фракции доминирует иллит (до 70%) при низком содержании смектита (<5%). Во втором, отражающем состав пород Тима-
на и Урала, падает доля роговой обманки и граната, но растет доля зпидота (до 30%), а среди глинистых минералов уменьшается количество иллита и увеличивается смектита (до 30%).
В районе дельты Волги в глинистом веществе аллювия преобладает иллит, отмечено максимальное содержание смектита и повышенное каолинита, т. е. его состав близок к составу отложений водосборов Камы. Выносы Терека и Сулака отличаются повышенной концентрацией иллита и хлорита и пониженной смектита. Реки южного Дагестана и Самур, непосредственно впадающие в Средний Каспий, поставляют минимальное количество смектита и максимальное количество иллита и хлорита (таблица).
Корреляция между мелководными и глубоководными осадками Каспийского моря. Представленные выше данные о стратиграфии и результаты анализа минералогического состава мелководных и глубоководных отложений Северного и Среднего Каспия дают основание для их следующего возрастного сопоставления. Особый интерес в рамках рассматриваемой проблемы представляет соотношение верхне- и нижнехвалынских слоев. Нами установлено, что по данным AMS 14С-датирования мелководных осадков, вскрытых скважинами на шельфе, начало ман-гышлакской регрессии относится приблизительно к 12 тыс. кал. л. ВР [Вегго^кЬ, Sorokin, 2016], а возраст подошвы верхнехвалынских слоев находится на уровне 18-19 тыс. кал. л. ВР [Безродных и др., 2015], т. е. верхнехвалынская трансгрессия ограничена во времени енотаевской и мангышлакской регрессиями и протекала в период с конца LGM до молодого дриаса включительно.
Состав глинистых минералов в мангышлакских и верхнехвалынских отложениях характеризуется сравнимым отношением иллита к смектиту и близок к составу волжского аллювия и камской питающей провинции. Это подтверждается и высоким содержанием в осадках минералов группы эпидота (до 30-50%). Аридные климатические условия поздне- и послеледниковья установлены по доминированию в спорово-пыльцевых спектрах пыльцы трав и минимальному содержанию пыльцы деревьев.
Возраст основания нижней пачки нижнехва-лынского горизонта по AMS-датированию определен в интервале 46-50 тыс. кал. л. ВР (2о), т. е. совпадает со средневалдайским межстадиалом. В составе глинистых минералов в осадках преобладает иллит (до 50-60%), но в значительном количестве содержится смектит (15-40%), а количество хлорита преобладает над содержанием каолинита. По этому показателю осадки акватории Северного Каспия близки к шоколадным глинам Нижнего Поволжья (таблица).
В Дербентской глубоководной впадине в непрерывных разрезах залегающие под новокаспийскими слабокарбонатными, диатомово-глинистыми илами с морским комплексом диатомовых водорослей мангышлакские и верхнехвалынские слои уверен-
но коррелируются с аналогичными мелководными слоями. Мангышлакские илы, как и мелководные образования, отличаются максимальным содержанием кристаллического высокомагнезиального кальцита хемогенного генезиса, солоновато-пресноводным комплексом диатомовых, доминированием пыльцы травянистых растений.
Верхнехвалынские отложения в свою очередь, как и мелководные, характеризуются коричневой окраской, минимальными карбонатностью и количеством Сорг, отсутствием диатомовых остатков, абсолютным доминированием пыльцы трав. Однако их существенное отличие заключается в составе глинистых минералов с ведущей ролью хлорита и иллита и крайне низким содержанием смектита, что свидетельствует об ином - кавказском - источнике. Считая верхнехвалынские мелководные и глубоководные осадки одновозрастными по комплексу признаков, мы полагаем, что глубоководные аналоги также накапливались в интервале 19-12 тыс. л. н. Это подтверждается результатами определения радиоуглеродного возраста в аналогичных с исследованными нами по строению и составу осадков в разрезах южной части Дербентской котловины [Boomer et al., 2005; Leroy et al, 2014; Tudrin et al., 2014].
Так, резкий переход от серых известково-гли-нистых мангышлакских илов, максимально обогащенных СаСО3, к коричневым верхнехвалынским илам фиксируется на уровне около 10610±130 14С лет BP (около 12 тыс. кал. л. BP). Возраст же вскрытых слабоизвестковистых (<10% CaCO3) коричневых верхнехвалынских илов превышает 14 тыс. кал. л. BP. Следовательно, трансгрессивные нижнехвалынские слои в котловине не вскрыты, а в непрерывных шель-фовых разрезах это действительно более древние образования, относящиеся к средневалдайскому (молого-шекснинскому) межстадиалу.
Корреляция разрезов Черного и Каспийского морей. Послойное сопоставление изученных глубоководных разрезов бассейнов, основанное на стратиграфических и седиментологических принципах, показывает их удивительное подобие. Новочер-номорско-древнечерноморские и новокаспийские осадки имеют близкий средне- и позднеголоценовый возраст моложе 8 тыс. лет BP. Они отражают максимальное участие в осадконакоплении биогенного материала морского генезиса, обусловившего образование кокколитово-глинистых, диатомово-глини-стых, сапропелевых и ракушняковых слоев.
Верхненовоэвксинские и мангышлакско-верх-нехвалынские осадки имеют нижнеголоцен-позд-неплейстоценовый возраст в интервале от 8 до 15-18 тыс. л. н. Мангышлакские слои и верхи ново-эвксинских слоев отражают развитие хемогенно-терригенного осадконакопления, приведшего к максимальному обогащению осадков кристаллическим кальцитом в Каспийском море в целом и в виде двух выраженных мощных прослоев в толще глинистых илов в Черном море, представлявшем собой изо-
лированный, пресноводный, трансгрессирующий водоем с пониженным уровнем.
Характерные для обоих морей верхне- и послеледниковые коричневые глинистые илы имеют возраст подошвы около 18-19 тыс. лет и представляют нижненовоэвксинские и верхнехвалынские отложения, образовавшиеся в результате развития чистого терригенного седиментогенеза в озерных пресноводно-солоноватоводных бассейнах с близким к минимальному уровнем конца LGM и началом послеледниковья.
Данные о Маныческом проливе. Связь Каспийского и Черного морей в плейстоцене осуществлялась через Маныческий пролив с порогом, современная высота которого у Зунда-Толга составляет 26 м. В позднечетвертичное время он превышался 3 раза во время позднехазарской, гирканской и ран-нехвалынской трансгрессий Каспийского моря со стоком вод в черноморские водоемы [Попов, 1980; Федоров, 1978; Свиточ, Янина, 1997]. Это определяется по распространению соответствующих отложений с каспийской фауной западнее порога и по ее проникновению в Черное море. Т.А. Янина на основании иного толкования верхнехвалынской толщи северокаспийского шельфа (отнесения ее большей части к нижнехвалынскому горизонту) придерживается точки зрения о двукратном сбросе вод раннехвалынской трансгрессии в Черноморскую котловину, последний из которых произошел в эпоху деградации осташковского оледенения [Янина, 2012]. Во время позднехвалынской трансгрессии уровень каспийских вод не поднимался выше порога, т. е. связь между бассейнами отсутствовала.
Заключение. Изложенные материалы дают основание оценить время последней связи Каспийского и Черного морей. В соответствии с доминирующим представлением сток каспийских вод предполагается в конце осташковского оледенения (<16 тыс. 14С лет ВР). В это время происходил дренаж раннехвалынского моря от его уровня ~50 м в новоэвксинский бассейн времени минимального уровня (-100 м), что послужило причиной начала послеледниковой трансгрессии Черного моря (вариант Вселенского потопа) и накопления в нем коричневых илов, аналогичных каспийским шоколадным глинам и коричневым глубоководным илам [СЬера^а, 2007].
Однако наши результаты не подтверждают эту гипотезу. Во-первых, полученные цифры AMS радиоуглеродного датирования свидетельствуют о разном возрасте нижнехвалынских слоев шельфа Северного Каспия и новоэвксинских коричневых илов Черного моря по отношению ко времени максимума последнего оледенения и началу послеледниковой трансгрессии. Более того, новоэвксинские коричневые илы синхронизируются с верхнехва-лынскими коричневыми илами впадины Среднего Каспия.
Во-вторых, вещественный состав нижнехва-лынских глин и новоэвксинских коричневых илов существенно различается из-за их формирования за счет разных источников. Так, во время валдайского оледенения верховья Днепра и его притоков находились в непосредственной близости от краев ледников. В осташковскую стадию (LGM) уровень Черного моря упал до минимальных отметок (-100 м), шельф превратился в обширную субаэральную равнину, а река выносила осадочный материал непосредственно на континентальный склон. Во время таяния ледника за счет размыва морен накапливались красновато-коричневые тонкодисперсные илы ново-эвксинского горизонта, залегающие на обширной территории Днепровского глубоководного конуса выноса и близкие им по вещественному составу. В условиях послеледникового климата и в голоцене состав терригенного материала изменился за счет повышения значения продуктов химического выветривания и почвообразования, а также увеличения доли смектитовой компоненты.
Шоколадные же глины и нижнехвалынские отложения шельфа формировались в обстановке развития крупнейшей трансгрессии в глубоководных условиях обширного шельфа за счет другого источника (породы водосборов Камы), что отразилось в высоком содержании смектитов и минералов группы эпидота.
Если бы рассматриваемые илы Черного моря образовались за счет привноса осадочного терри-генного материала из раннехвалынского бассейна (как считают некоторые исследователи), то состав глинистого материала сравниваемых отложений был бы идентичным, что противоречит нашим данным. Если бы коричневые илы Среднего Каспия были одного возраста с нижнехвалынскими глинами Северного Каспия, маркером которых на суше служат шоколадные глины, то, по-видимому, состав их глинистых минералов был бы идентичен. На самом же деле они кардинально различаются, несмотря на гораздо меньшие расстояния переноса материала из Северного Каспия в Дербентскую котловину, чем между Каспийским морем и северо-западным районом Черного моря, где распространены коричневые новоевксинские илы. Можно ожидать, что глубоководные трансгрессивные нижнехвалынские илы во впадине Среднего Каспия будут иметь тот же веще-
ственный состав, что и одновозрастные им осадки Северного Каспия, так как они формировались бы за счет единого - волжского - терригенного источника. Это подтверждается близким составом глинистых минералов трансгрессивных новокаспийских осадков сравниваемых областей Каспийского моря.
Кратко резюмируя изложенное, можно заключить, что коричневые новоевксинские илы и нижнехвалынские глины - разновозрастные образования и различаются по составу, источникам осадочного материала и условиям накопления. В то же время черноморские осадки одновозрастны глубоководным верхнехвалынским илам, близки им по составу и условиям образования, хотя и различаются по источникам терригенного материала.
Таким образом, гипотеза о связи раннехвалын-ского бассейна Каспийского моря и новоэвксинского бассейна Черного моря противоречит представленным результатам выполненного нами исследования. Мы считаем, что последнее соединение Каспийского и Черного морей произошло не в конце осташковской стадии оледенения (LGM, МК2), а в молого-шекснинский межстадиал среднего валдая (МК3) во время пока еще гипотетической сурожской трансгрессии Черного моря.
Полученные нами результаты, основанные на изучении новых керновых материалов, хорошо согласуются с представлениями П.В. Федорова и Г.И. Попова о средневалдайском возрасте нижнехвалын-ского горизонта и его синхронности с черноморским сурожским горизонтом. Поддерживаемая нами гипотеза, по-видимому, не решает окончательно проблему времени последней связи между Черным и Каспийским морями. Изложенная в статье доказательная база свидетельствует лишь о том, что палео-геграфическая интерпретация имеет обоснованное право на существование наряду с традиционными представлениями.
Финансирование. Работа выполнена в рамках госзадания «Динамика процессов осадочного по-родообразования (современного и в геологическом прошлом) в различных структурно-геологических условиях и их эволюция (2016-2025)». Малакофауни-стические исследования проведены при поддержке РНФ (проект № 22-27-00164 «Эволюция природной среды Понто-Каспия в условиях последней межледниковой эпохи»).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Арсланов Х.А., Локшин Н.В., Мамедов А.В. и др. О возрасте хазарских, хвалынских и новокаспийских отложений Каспийского моря // Бюлл. Комисс. по изучению четвертичного периода. 1988, № 57. С. 28-38.
Бадюкова Е.Н. Возраст хвалынских трансгрессий Каспийского моря // Океанология. 2007. Т. 47, № 3. С. 432-438.
БезродныхЮ.П., Делия С.В., РоманюкБ.П. и др. Новые данные по стратиграфии верхнечетвертичных отложений Северного Каспия // Докл. РАН. 2015. Т. 462, № 1. С. 95-99.
Вронский В.А. Эколого-географические проблемы Каспийского моря // География и природные ресурсы. 2006. № 1. С. 31-35.
Каган А.А., Солодухин М.А. Моренные отложения Северо-Запада СССР. М.: Недра, 1971. 136 с.
Каплин П.А., Леонтьев О.К., Ильичев В.А. К вопросу о времени хвалынской трансгрессии Каспия (по материалам радиоуглеродных датировок) // Палеогеография отложений плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1993. С. 33-42.
Леонов Ю.Г., Лаврушин ЮЛ., Aнтипов M.n. и др. Новые данные о возрасте отложений трансгрессивной фазы раннехвалынской трансгрессии // Докл. РАН. 2002. Т. 386, N 2. С. 229-233.
Логинова HЛ., Немцова r.M., Судакова Н.Г. Минеральный состав морен Ржевского Поволжья // Изв. вузов. Геология и разведка. 1988. N 11. С. 29-36.
Лопатина ДЛ., Пирумова Л.Г., Сорокин B.M. Диатомовая флора из верхнечетвертичных осадков Каспийского моря // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1996. Т. 4, N 1. С. 15-26.
Mенабде И.B., Свиточ A.A. О характере соединения Каспийского и Черного морей в позднем плейстоцене // Каспийское море, вопросы геологии и геоморфологии. М.: Наука, 1990. С. 34-41.
Попов Г.И. Плейстоцен Черноморско-Каспийских проливов. М.: Наука, 1983. 216 с.
Попов C.B., Лнтипов M.П., Застрожнов A.С. и др. Колебания уровня моря на северном шельфе Восточного Паратетиса в олигоцене-неогене // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18, N 2. С. 99-124.
Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1997. 267 с.
Свиточ A.A. Корреляция природных событий позднего плейстоцена (метод палеогеографических реперов) // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2000. С. 97-127.
Свиточ A.A., Янина T.A. Четвертичные отложения побережий Каспийского моря. М.: РАСХН, 1997. 264 с.
Сорокин B.M., Чернышова M.Б. Позднечетвертичные изменеия климата по данным изучения осадков Каспийского моря // Изв. вузов. Геология и разведка. 1983. N 6. С. 24-29.
Сорокин B.M., Лукша B.Л., Пирумова Л.Г., Соколов B.H. О позднечетвертичных диатомовых осадках Черного моря // Литология и полезн. ископаемые. 1992. N 5. С. 113-118.
Судакова Н.Г., Немцова r.M. Минералогические провинции древнеледниковой области Русской равнины // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 2004. N 2. С. 42-47.
Судакова Н.Г., Немцова r.M. Минералогические провинции ледниковых отложений в связи с литологи-ческой корреляцией // Палеогеографические закономерности развития морфолитосистем Русской равнины. Районирование. Стратиграфия. Геоэкология. М.: МГУ имени М.В. Ломоносова, географический факультет, 2013. С. 33-36.
Федоров П.B. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. 165 с.
Чернышова M.Б., Сорокин B.M. Сравнение палинологических характеристик позднечетвертичных осадков Средиземного и Черного морей // Изв. вузов. Геология и разведка. 1984. N 2. С. 118-120.
Щербаков ФЛ., Куприн П.Н., Потапова Л.И. и др. Осадконакопление на континентальной окраине Черного моря. М.: Наука, 1978. 212 с.
Янина T.A. Неоплейстоцен Понто-Каспия: биостратиграфия, палеогеография, корреляция. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2012. 264 с.
Arslanov Kh.A., Yanina T.A., Chepalyga A.L. et al. On the age of the Khvalynian deposits of the Caspian Sea coasts
according to 14C and 230Th/234U methods // Quaternary Internat. 2016. N 409. P. 81-87.
Bahr A., Lamy F., Arz H. et al. Late glacial to Holocene climate and sedimentation history in the NW Black Sea // Marine Geol. 2005. Vol. 214. P. 309-322.
Bahr A., Arz H.W., Lamy F., Wefer G. Late glacial to Holocene paleo environmental evolution of the Black Sea, reconstructed with stable oxygen isotope records obtainned on ostracod shells. Earth Planet // Sci. Lett. 2006. Vol. 241. P. 863-875.
Bezrodnikh Y.P., Sorokin V.M. On the age of the Mangysh-lakian deposits of the northern Caspian sea // Quaternary Res. Academ. Press. 2016. Vol. 85, N 2. P. 245-254.
Boomer I., Grafenstein von U., Guichard F., Bieda S. Modern and Holocene sublittoral ostracod assemblages (Crustacea) from the Caspian Sea: A unique brackish, deep-water environment // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2005. Vol. 225. P. 173-186.
Chepalyga A.L. The late glacial flood in the Ponto-Caspi-an basin // The Black Sea flood question: Changes in coastline, climate and human settlement. Dodrecht: Springer, 2007. P. 119-148.
Dolukhanov P.M., Chepalyga A.L., Lavrentiev N.V. The Khvalynian transgressions and early human settlement in the Caspian basin // Quaternary Internat. 2010. Vol. 225. P. 152-159.
Kroonenberg S.B., Rusakov G.V., Svitoch A.A. The wandering of the Volga delta: a response to rapid Caspian sea-level change // Sediment. Geol. 1997. Vol. 107. P. 189-209.
Leroy S.A.G., Lopez-MerinoL., Tudryn A. et al. Late Pleistocene and Holocene palaeoenvironments in and around the middle Caspian basin as reconstructed from a deep-sea core // Quaternary Sci. Rev. 2014. Vol. 101. P. 91-110.
Major C.O., Goldstein S.L., Ryan W.B.F. et al. The co-evolution of Black Sea level and composition through the last deglaciation and its paleoclimatic significance // Quaternary Sci. Rev. 2006. Vol. 25. P. 2031-2047.
Ryan W.B.F., Major C., Lericolais G., Goldstein S. Catastrophic flooding of the Black Sea // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 2003. Vol. 31, N 1. P. 525-554.
Sorokin V.M., Yanina T.A., Bezrodnykh Yu. P., Ro-manyuk B.F. Identification and age of submarine Girkanian sediment beds (Upper Pleistocene) in the Caspian Sea // Quaternary Internat. 2018. Vol. 465. P. 152-157.
Sorokin V., Yanina T., Guilderson T. et al. Age of the Khvalynian deposits of the Northern Caspian Sea according AMS 14C dating // Materials of IGCP 610 Second Plenary Meeting and Field Trip. Baku, 2014. P. 135-137.
Tudryn A., Giannesini P., Guichard F. et al. The role of iron minerals in laminae formation in Late Pleistocene sediments of the Caspian Sea // Quaternary Intern. 2014. Vol. 345. P. 68-76.
Tudryn A., Leroy S., Toucanne S. et al. The Ponto-Caspian basin as a final trap for southeastern Scandinavian ice-sheet meltwater // Quaternary Sci. Rev. 2016. N 148. Р. 29-43.
Yanina T., Sorokin V., Bezrodnykh Yu., Romanyuk B. Late Pleistocene climatic events reflected in the Caspian Sea geological history (based on drilling data) // Quaternary Intern. 2018. Vol. 465, P. A. P. 130-141.
Статья поступила в редакцию 01.12.2022, одобрена после рецензирования 12.12.2022, принята к публикации 12.03.2022
