Изменения ландшафтно-климатических условий Таманского полуострова на протяжении последних 6000 лет

Yu.V. Gorlov, A.V.Porotov, T. A. Yanina, E.Fouache, C. Muller

THE HISTORICO-GEOGRAPHICAL SITUATION ON THE TAMAN PENINSULA IN THE PERIOD OF GREEK COLONIZATION

The basis of this work consists in the results of ahchaeologic and palaeographic researches of the Taman Peninsula as part of the Black Sea Caucasian coast. The obtained materials make it possible to define more precisely the Black Sea level change within the limits of the Kerch-Taman coast during the recent four thousand years.

Н.С.БОЛИХОВСКАЯ, Ю.В.ГОРЛОВ, М.Д.КАЙТАМБА (Москва),

К. МЮЛЛЕР (Париж), А.В.ПОРОТОВ, О.Б.ПАРУНИН (Москва),

Э.ФУАШ

ИЗМЕНЕНИЯ ЛАНДШАФТНО-КЛИМАТИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ТАМАНСКОГО ПОЛУОСТРОВА НА ПРОТЯЖЕНИИ ПОСЛЕДНИХ 6000 ЛЕТ

ВВЕДЕНИЕ

Вопросы палеогеографического развития северного Причерноморья за последние 6 тыс. лет продолжают привлекать внимание в связи с выявлением региональных особенностей проявления глобальных климатических ритмов второй половины голоцена и их отражения в динамике различных компонентов ландшафтной среды. Детализация схем ландшафтно-климатического развития побережья Северного Причерноморья представляет самостоятельный интерес в связи решением ряда задач, связанных как с обоснованием существующих схем этно-культурного развития южно-русских степей, так и для проведения локальных ландшафтно-геоморфологических реконструкций отдельных участков Азово-Черноморского побережья для уточнения историко-географической ситуации за исторический и предшествующие периоды.

Репрезентативные палинологические и геохронологические материалы, на основании которых возможно проведение детального климатостратиграфического расчленения голоценовых отложений и реконструкции изменений природной среды степных и лесостепных районов юга Европейской России и сопредельных территорий на протяжении последних 10 тысяч лет, до сих пор весьма малочисленны.1 Отсутствие или недостаточное количество абсолютных датировок затрудняет применение палинологических данных для детальных палеоклиматических и фитоценотических построений. Так, по результатам подробного спорово-пыльцевого анализа донных осадков Азовского и Черного морей2 и Восточного Приазовья,3 удалось получить лишь обобщенные характеристики таких крупных этапов в истории растительности и климата побережий этих морей, как древний, ранний, средний и поздний голоцен.

В данной работе рассматриваются предварительные результаты комплексных палеогеографических исследований, проведенные в рамках проекта изучения палео-

* Научные исследования выполнялись при финансовой поддержке РФФИ (проекты №01-05-64471, 00-05-96024, 01-06-64131, 01-06-80158.

Рис. 1. Схема района исследований.

1 - местоположение и номера скважин;

2 - Черноморская дельта Кубани;

3 - расположение скважин, подвергнутых палинологическому изучению.

географии и археологической топографии Кавказского побережья Черного моря,4 с целью реконструкции изменений растительности, климата и уровня Черноморского бассейна за последние 6 тысяч лет на основе геолого-геоморфологического, литоло-го-фациального, палинологического и геохронологического (радиоуглеродного) изучения прибрежных отложений Черноморского побережья Таманского полуострова.

Палинологически был изучен керновый материал ряда скважин (рис. 1), вскрывших толщу отложений Черноморской дельты Кубани, представленную комплексом парагенетически взаимосвязанных лиманно-морских, аллювиальных, озерных, болотных и субаэральных фаций, характеризующих условия развития дельтовой зоны за последние 6 тыс. лет. Возрастная привязка палинологических данных основывалась на серии радиоуглеродных определений возраста, полученных в основном по раковинному материалу из дельтовых отложений. К сожаленью, в период проведе-

ния работ не представилась возможность провести параллельное изучение реперных слоев из археологических памятников, характеризующих различные возрастные интервалы античного периода. Это несомненно отразилось на надежности возрастной привязки полученных данных, характеризующих ландшафтно-климатические условия района исследований в I тыс. до н.э. - первой половине I тыс. н.э. Детализация возрастного обоснования установленной последовательности палеоклиматических событий и их синхронизация с исторической шкалой рассматривается в качестве одной из задач последующих исследований.

Сопоставление радиоуглеродной шкалы (общепринятой при подразделении голоценового периода) с исторической проводилось на основе калибрации4С датировок.5 Для внесения поправок на «резервуарный эффект» использовались данные, полученные в ходе проведенных в последние годы исследований в Черном и Средиземном морях.6

1. ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ, МЕТОДЫ И НЕКОТОРЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО И ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНОГО

АНАЛИЗА

Самый древний из изученных голоценовых горизонтов представлен залегающим на абсолютных отметках -10-10.5 м слоем торфа, радиоуглеродный (14С) возраст которого вблизи кровли составляет 5940±50 лет назад (рис. 2). Этот горизонт болотной седиментации, вскрытый в основании скважины 1, перекрывается илисто-алев-ритовой толщей, сформировавшейся в условиях ингрессионного залива, существовавшего на месте современной дельты Кубани. В ее строении заметно выражен единый седиментационный цикл, проявляющийся в постепенном переходе от илистых фаций ингрессионного залива к более мелководным алевритовым осадкам лиманнолагунного водоема. Завершает регрессивную последовательность отчетливо прослеживаемый в различных частях дельты горизонт песчано-алевритовых отложений, содержащий раковины морских моллюсков и редкие пресноводные формы.7 Фаци-альный тип отложений и их высотные отметки позволяют связать формирование этого горизонта с условиями относительно более низкого положения уровня моря 3500-2300 лет назад (полученные по раковинному материалу С14 даты находятся в интервале 3100± 180 — 2300±60 л. и.). Выше залегает пачка отложений, сформировавшаяся, судя по фациальному облику и составу фаунистических комплексов, в последующий трансгрессивный цикл, начавшийся в середине первого тысячелетия нашей эры, в ходе которого обширное пространство на месте современной системы Бугазско-Кизилташского лимана и Черноморской дельты Кубани снова оказалось занято мелководным заливом. Приповерхностный горизонт супесей с маломощными прослоями торфа отражает последовательное выдвижение дельты, продолжавшееся вплоть до начала XIX века, в результате выполнения речными выносами внутренней части Кизилташского лимана.

Палинологическими данными рассмотренные отложения в настоящее время охарактеризованы в разрезах трех, вскрытых скважинами, участков дельты (см. рис. 1, 2). В скважине 1, пробуренной вблизи разветвления азовского и черноморского русел Кубани, т.е. в верховье дельты, представлена 12-метровая голоценовая толща с упоминавшимся выше горизонтом торфа в основании. Горизонт торфа (11,5-12,0 м) сменяется здесь алеврит-пелитовыми илами (9,10-11,5 м), постепенно замещающимися алевритами (6,5-9,10 м) и песками (5,3-6,5 м). Выше по разрезу их сменяет слоистая толща алевритов (2,0-5,3 м) и мелкозернистых песков (1,5-2,0 м), перекрываемая приповерхностным горизонтом супесей (0,0-1,5 м). Предварительные результаты спо-рово-пыльцевого анализа этого разреза опубликованы ранее (Болиховская и др., 2001).

Расположенная вблизи восточного края Кизилташского лимана скважина 6, глубиной около 11 м, отражает строение близкой по возрасту и сходной в литолого-фациальном отношении голоценовой серии в центральной части дельты. Палиноло-

гический анализ выполнен для отложений на глубине 3,6-10,8 м. Возраст осадков на глубине 4,3-9,7 м определяют радиоуглеродные даты в интервале от 4330±90 до 2300± 100 лет назад. Эти данные по скв. 6 и новые, более подробные, палинологические исследования отложений, вскрытых скв. 1, позволили детализировать климатостратиграфическое расчленение изученных голоценовых осадков, а также уточнить и дополнить полученные ранее фитоценотические реконструкции.

По скважине 2, пробуренной на Бугазской пересыпи, проанализированы отложения мористой части дельты. Базальные илы перекрываются здесь грубозернистыми песчано-ракушечными отложениями, слагающими собственно пересыпь. В этом разрезе спорово-пыльцевые данные получены для древних лагунных отложений, время формирования которых относится к интервалу от 3000 до 1500 лет назад.

Рис. 3. Спорово-пыльцевая диаграмма отложений Черноморской дельты Кубани

Ю

СЕВЕРНОЕ ПРИЧЕРНОМОРЬЕ И ЬОСПОР

2. РЕЗУЛЬТАТЫ ПАЛИНОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА И ЛАНДШАФТНОКЛИМАТИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ.

Во всех проанализированных образцах, кроме проб торфа в основании скв. 1, обнаружено значительное количество переотложенных пыльцевых и споровых зерен, принадлежащих неогеновым (преобладают) и меловым формам. Содержание аллохтонных палиноморф колеблется от 4 до 95%. Среди аллохтонных микроостатков чаще всего встречается споры Polypodiaceae и пыльца Coniferae, Pinaceae, Picea, Pinus, Tsuga (реже других), Juglans, Carya, Pterocarya, Platycarya, Ericales, Zelkova, Ulmus, Liquidambar, Ephedra, Araliaceae, Sequoia, Metasequoia, Betulaceae, Fagaceae и др. В спорово-пыльцевых спектрах всех изученных образцов присутствуют также микроостатки. Для палеофитоценотической интерпретации автохтонных палинос-пектров, полученных из голоценовых осадков разного генезиса (рис. 3), привлечены собственные и литературные материалы по субрецентным спектрам современных отложений Северного Предкавказья и сопредельных территорий.8 Вкупе с результатами радиоуглеродного датирования (9 дат в интервале от 5940 до 1380 л.н.) и ли-толого-фациального анализа изученных горизонтов они позволили выявить зональные, локальные и фациально-генетические особенности голоценовых палиноспект-ров Таманского полуострова и способствовали получению методически обоснованных реконструкций климато-фитоценотических сукцессий голоцена.

На начальном этапе образования изученной голоценовой толщи седиментация осуществлялась в условиях болотного режима (торф на глубине 11,5-12,0 м в скв. 1). Тогда как основная часть изученных голоценовых осадков, как подтвердили палинологические материалы, накапливалась в длительно существовавшем водоеме. Об этом свидетельствует большое количество во всех образцах перекрывающей торф субаквальной толщи (гл. 1,5-11,5 м в скв. 1) пыльцы прибрежно-водных и водных растений - частухи (Alisma), ежеголовника (Sparganium), рогоза (Typha), рдеста (Potamogeton), урути (Myriophyllum), ряски (Lemna), кувшинки (Nymphaea), кубышки (Nuphar), болотноцветника (Nymphoides peltatum), цаникеллии (Zannichellia), а также спор водного папоротника сальвинии плавающей (Salvinia natans), полушника (Isontis) и др. Изменения содержания указанных таксонов по разрезу и эколого-ценотический анализ других компонентов спектров свидетельствуют о неоднократном колебании уровня этого водоема.

На основании всей совокупности палинологическим данных установлено, что на протяжении изученного интервала голоцена - с конца раннеатлантического субпериода до середины субатлантического периода - сменились 13 фаз в развитии растительности и климата Таманского полуострова (рис. 4).

К первой реконструированной фазе относится накопление горизонта торфа, завершившееся, исходя из 14С даты 5940±50 л.н. (cal. 6908-6640 л.н.), в конце раннеатлантического субпериода голоцена. Зональным типом растительного покрова исследуемой территории в эту фазу болотного седиментогенеза были разнотравно-злако-вые степи. В наиболее благоприятных местах обитания долины нижней Пра-Кубани встречались грабово-дубовые древостой (из Carpinus betulus и Quercus robuf) с примесью бука, липы, вяза, тополя, ольхи и др. Лишенные почвенного покрова поверхности были ареной расселения марево-полынных группировок. В интразональных гидроморфных палеоландшафтах в составе лесной растительности преобладали ивовые рощи, а на открытых участках — лугово-болотные ценозы, в которых доминирующую роль играли осоки. Только в палиноспектрах рассматриваемого горизонта торфа среди микроостатков споровых растений присутствуют споры щитовника болотного (Thelypteris palustris Schott), произрастающего ныне по осоковым болотам, топким берегам водоемов и сырым кустарникам.

Следующая фаза в развитии растительности и климата характеризует продолжительный позднеатлантический субпериод, длившийся примерно от 6000 до 4500 лет

назад. В целом это было время господства на исследуемой территории лесостепных ландшафтов в условиях нараставшей гумидности климата и сокращения площади степных участков, усиления лесообразующей роли граба, бука и ольхи, а также роста флористического разнообразия древесных пород и кустарников. Среди лесных формаций автоморфных ландшафтов преобладали буково-дубово-грабовые сообщества (из Carpinus betulus, C. caucasica, C. orientalis, Quercus robur, Q. petraea, Fagus orientalis) с примесью вяза (Ulmus laevis, U. suberosa), каштана (Castanea sp.), липы (Tilia cordata, T. caucasica), ясеня (Fraxinus sp.), клена (Acer sp.), медвежьего орешника (Corylus colurna), хмелеграба (Ostrya sp.) и других широколиственных деревьев. В кустарниковом ярусе произрастали Cornus, Eleagnus, Rhamnus, Euonymus, Grossulariaceae и др. В лесных участках низких гипсометрических уровней доминировали ольховые (преимущественно из Alnus glutinosa) и ивовые рощи с участием тополя (Populus), облепихи (Hippophan) и гребенщика (Tamarix). Открытые пространства занимали разно-травно-злаковые и марево-полынные степи.

Как и в большинстве районов Русской равнины, на Таманском полуострове динамичность палеоландшафтных смен в последующие периоды - суббореальный и субатлантический - была значительно выше, чем в предшествующий отрезок голоцена. В суббореальном периоде зафиксировано 7 климато-фитоценотических фаз. Начавшееся в позднеатлантическое время нарастание влажности климата достигло своего максимального выражения в начальную фазу этого периода голоцена. В это время (примерно 4500-4300 л.н.) исследуемую территорию занимали преимущественно широколиственные леса, в которых превалировали буково-дубово-грабовые и дубово-буково-вязово-грабовые ассоциации. Широкое развитие имели смешанные хвойно-широколиственные древостой, ольшаники и ивняки. В палиноспектрах отложений этого интервала в группе хвойных деревьев преобладает пыльца пихты, сосны кедровидной и сосны обыкновенной.

Впоследствии, в фазу, датируемую примерно 4300-4100 л.н., площади лесов значительно сократились: для территории Таманского полуострова были характерны ландшафты переходного (от леса к лесостепи) типа. Однако состав эдификаторов в доминирующих сообществах оставался прежним. Заметной стала роль лещины (Corylus avellana). Сравнительный анализ палиноспектров изученных разрезов показал, что вниз по долине Пра-Кубани степень сокращения лесных ценозов возрастала.

Своего максимального выражения деградация лесной растительности достигла в следующую фазу, характеризующуюся относительно кратковременным (по интерполяционным расчетам, примерно 4100-3950 л.н.), но почти повсеместным господством открытых степных ландшафтов. Степная и прибрежная растительность была представлена злаковыми, разнотравно-злаковыми, марево-полынными и полынно-маре-выми группировками. В интразональных лесах долины нижней Кубани, наряду с ольховыми и ивовыми древостоями, участвовали дубово-грабово-вязовые сообщества. В наиболее благоприятных местообитаниях встречались буково-грабово-дубо-вые леса с примесью липы, ясеня, клена, каштана и др.

В последующую фазу развития растительности Таманского полуострова (примерно 3950-3500 л.н.) новая волна гумидизации и, возможно, похолодания климата способствовала восстановлению лесных экотопов. В составе автоморфных ландшафтов преобладали дубово-буково-грабовые, буково-грабово-дубовые (с примесью вяза, липы, ясеня) и хвойно-широколиственные формации. В долинах, наряду с указанными широколиственными лесами, заметной была роль ольшаников (из Alnus glutinosa,

A. incana) и ивняков. Доминирующими компонентами травяно-кустарничкового покрова были злаки (Роасеае), разнотравье (Polygonaceae, Apiaceae, Lamiaceae, Plantaginaceae, Caryophyllaceae, Brassicaceae, Solanaceae, Rubiaceae, Urticaceae, Yalerianaceae, Iridaceae, Scrophulariaceae, Asteraceae и др.) и папоротники. Среди последних превалировали представители семейства Polypodiaceae (Athyriumfilix-femina, Dryopteris sp. и др.). Присутствовали также папоротники семейства ужовниковых

(iOphyoglossum vilgatum, Botrychium sp. и др.), хвощи и другие споровые растения. Места с нарушенным почвенным покровом заселяли полыни, маревые, конопля (Cannabis), дурнишник (Xanthium) и др.

В дальнейшем, лесные ландшафты никогда более не имели на территории Таманского полуострова зонального значения. Начиная с рубежа, определяемого серединой суббореального периода (примерно 3500 л.н.), все изменения в растительном покрове рассматриваемой территории были выражены последовательными сменами степей и лесостепей.

Следующая фаза, датируемая по интерполяционным расчетам примерно 3500-3200 л.н., отвечает новому значительному остепнению. Зафиксированное ранее в скв. 1 палиноспектрами осадков на глубине 7.5-8.0 м оно нашло отражение и в аналитических данных других изученных разрезов. Преобладающую роль в травяно-кустарничковом покрове открытых ландшафтов этой фазы суббореального периода играли злаковые, полынно-маревые и разнотравно-злаковые (с участием представителей семейств Fabaceae, Ranunculaceae, Apiaceae, Lamiaceae, Plantaginaceae, Caryophyllaceae, Brassicaceae, Solanaceae, Rubiaceae, Linaceae, Liliaceae, Urticaceae, Yalerianaceae, Iridaceae, Scrophulariaceae, Plumbaginaceae, Cichoriaceae, Asteraceae и др.) группировки. К данному интервалу принадлежат наиболее древние находки (в образце на глубине 7.6-7.5 м в скв. 1) пыльцы хлебных злаков (Cerealia). Новые 14С данные позволили уточнить высказанное ранее предположение о начале антропогенного воздействия на природную среду Таманского полуострова9 - по-видимому, оно наступило не ранее второй половины бронзового века.

Отличительной чертой лесостепей, развитых на исследуемой территории в интервале 3200-2800 л.н., было господство в составе преобладавшей степной и луговостепной растительности разнотравно-злаковых сообществ. В ограниченно распространенных буково-грабово-дубовых лесах автоморфных ландшафтов эдификатора-ми выступали дуб черешчатый (Quercus robur) и граб кавказский (Carpinus caucasica Grossh). В древостое слабо дренируемых участков, по-прежнему, преобладали ольха и ива. Как и ранее, значительное распространение имели марево-полынные и полын-но-маревые группировки. Преимущественно эти сообщества, как свидетельствуют палиноспектры отложений из пробуренной на Бугазской пересыпи скв. 2, заселяли в рассматриваемую фазу приморскую зону южной части полуострова.

Климато-фитоценотические особенности следующей степной фазы, датируемой интервалом 2800-2300 л.н. и соотносимой авторами с так называемой, «фанагорий-ской регрессией» Черноморского бассейна, представляют спорово-пыльцевые данные всех изученных разрезов (см. рис. 4). Согласно материалам, полученным по скв. 1 и 6, зональные типы «фанагорийских» палеофитоценозов по флористическому составу лесообразующих пород и степных сообществ были близки лесостепным и степным сообществам предшествующего периода. Эти реконструкции подтверждены палинологическим анализом осадков скважины 2, для которых получены 14С даты в интервале от середины I тысячелетия до н.э. (cal. 792-524 ВС) - из основания илистой толщи, подстилающей Бугазскую пересыпь, - до середины I тысячелетия н.э. (cal. 649-820 AD) - в ее кровле.

Облик травяно-кустарничкового покрова степей, приобретших в рассматриваемый интервал зональное значение, оставался прежним: господствовали разнотрав-но-злаковые и полынно-маревые группировки. Наиболее благоприятные для лесной растительности местообитания, как водораздельных пространств, так и прибрежной зоны моря и долины Пра-Кубани, занимали леса из дуба (Quercus robur, Q. petraea), граба (Carpinus betulus, C. orientalis), бука (Fagus orientalis), вяза (Ulmus carpinifolia), ясеня (Fraxinus sp.), липы (Tilia cordata) и др. Преобладали буково-грабово-дубовые сообщества. Флоро-фитоценотическая специфика этих лесных участков была выражена значительной ролью подлеска и кустарниковых зарослей, представленных лещиной (Corylus avellana), тамариском (Tamarix), облепихой (Hippophan), бересклетом

(Euonymus), жасмином (Jasminum), жимолостью (Lonicera), крушиной (Rhamnus), можжевельником (Juniperus), представителями семейства крыжовниковых (Grossulariaceaé), а также винограда (Vitis sylvestris), плюща (Humulus lupulus) и других лиан. В составе пойменных лесов господствовали ольха (Alnus glutinosa, A. incana), тополевые (Populaceae) и ивы (Salix). Не только флористической, но и, по-видимому, эдафичес-кой спецификой рассматриваемой фазы было то, что представляющие ее палинос-пектры содержат самое значительное в рассматриваемый отрезок голоцена количество пыльцы культурных злаков (Cerealia). Можно предположить, что эти максимумы Cerealia отражают интенсификацию в это время на территории Таманского полуострова процессов черноземообразования.

Субатлантический период. Последнее наиболее значительное увлажнение климата, фитоценотически выраженное развитием растительности переходного (от леса к лесостепи) типа, регистрируется аналитическими данными для первой фазы субат-лантического периода, датируемой интервалом 2300-1650 л.н. Скорее всего, она отвечает нимфейской трансгрессии Черноморского бассейна. Реконструируемые лесостепные и лесные ценозы, характеризуются палиноспектрами с весьма разнообразным составом древесно-кустарниковых и травяно-кустарничковых таксонов. Так, во время максимума гумидизации, отражающего, вероятно, и максимум трансгрессии, доминировали буково-дубово-грабовые леса (из Carpinus betulus, C. caucasica, C. orientalis, Quercus robur, Q. petraea, Q. pubescens, Fagus orientalis) с примесью вяза (Ulmus spp), клена (Acer), медвежьего ореха (Corylus colurna) и ольшаники (Alnusglutinosa, A. incana). В травяно-кустарничковом покрове ограниченно распространенных степных участков преобладали злаки (Роасеае) и многочисленное разнотравье (Brassicaceae, Rubiaceae, Ranunculaceae, Fabaceae, Boraginaceae, Lamiaceae, Apiaceae, Papaveraceae, Plantaginaceae, Liliaceae, Dipsacaceae, Polygonaceae, Iridaceae, Solanaceae, Campa-nulaceae, Caryophyllaceae, Urticaceae, Plumbaginaceae, Asteraceae, Cichoriaceae и др.).

В интервале примерно 1650-1300 л.н. на исследуемой территории господствовали разнотравно-злаковые и полынно-маревые степи. Широкое распространение имела луговая растительность. Резко сократились площади лесных экотопов. В приречных и окружающих водоемы рощах основная роль принадлежала ольхе (Alnus glutinosa,

A. incana) и иве. Самые благоприятные для произрастания широколиственных лесов площади бассейна нижней Кубани занимали грабово-дубовые древостой с примесью вяза (Ulmus cf. suberosa, U. cf. foliáceo).

Палиноспектры отложений, накопление которых происходило примерно 1300-1000 л.н., отражают новую, но менее значительную, чем прежние, фазу увлажнения климата. В районах, прилегавших к внутренней части современной дельты Кубани, преобладали лесостепи. Среди лесных сообществ, произраставших на плакорах, склонах и наиболее благоприятных для произрастания широколиственных пород участках долины нижней Кубани, доминировали буково-грабово-дубовые формации. Степная и луговая растительность, преимущественно представленная злаковыми, разно-травно-злаковыми, осоковыми и полынно-маревыми группировками, имела более ограниченное, чем в предшествующую фазу, распространение. В лесных древостоях гидроморфных ландшафтов эдификаторами, по-прежнему, выступали ольха и ива.

Последняя реконструированная фаза субатлантического периода, датируемая интервалом примерно 1300-900/800 л.н., отличалась самой значительной аридизаци-ей климата за весь изученный период голоцена. Резкое потепление и иссушение климата, привело к почти полному исчезновению лесных экотопов и господству в исследуемом районе злаковых и полынно-маревых степей. Процентное содержание пыльцы древесных пород и кустарников составляет в палино спектр ах менее 1%. В составе прибрежно-водной и водной растительности преобладали ежеголовник, рогоз, рдест и сальвиния плавающая.

К сожаленью, палинологические материалы, характеризующие ландшафтно-кли-матические условия последнего тысячелетия пока не получены.

а И 1 *5 у

Я !1

1000 SA

2000

3000

4000 SB

3000

6000 АТ

7000

ДИНАМИКА РАСТИТЕЛЬНОСТИ И КЛИМАТА

этапы мзвития растительности

Сы.6

зшлитея

лиман

2Й20*110

3180±290

2300*100

2*90*150

гтш

4330*90

ЛЛС

дс^м

СТ

лс

д-лс

л

1000

1300

1650

2300

2800

3200

3500

3<>50

4100

4300

4500

СУКЦЕССИИ ЛАНДШАФТОВ

II

1 I! Т п rv v vrvnvro Dit

)

:

S-

%

с

к

ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ЧЕРНОГО МОРЯ ДЛЯ ПОБЕРЕЖЬЯ ТАМАНИ ЗА ПОСЛЕДНИЕ 6 ТЫСЯЧ ЛЕТ

м -* -« -4 -2 С

ч

Рис. 4. Схема развития ландшафтов Черноморского побережья Таманского полуострова в последние 6000 лет

Условные обозначения:

Этапы развития растительности'. Л - широколиственные леса; Л-ЛС - ландшафта, переходные от леса к лесостепи; ЛС - лесостепи; ЛС-СТ - ландшафты, переходные от лесостепи к степи; СТ -степи; СТЛБ - стели с лугово-болотными сообществами.

Сукцессии ландшафтов: I - широколиственные (преимущественно буково-дубово-грабовые) леса; П - ландшафты, переходные от леса к лесостепи; Ш - лесостепи с участием буково-дубовограбовых лесов; IV - лесостепи с участием буково-грабово-дубовых лесов; V - ландшафты, переходные от лесостепи с участием грабово-дубовых лесов к степи; VI - разнотравно-злаковые степи с лугово-болотными экотопами и пойменными грабово-дубовыми лесами; VII -разнотравно-злаковые и полынно-маревые степи с участием в пойменных лесах буково-трабово-дубовых и грабово-дубовых древостоев; УШ - злаковые, разнотравно-злаковые и полынно-маревые степи с участием в пойменных лесах дубово-трабово-вязовых древостоев; IX - злаковые и полынно-маревые степи

3. ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ МОРЯ ДЛЯ ЧЕРНОМОРСКОГО ПОБЕРЕЖЬЯ ТАМАНСКОГО ПОЛУОСТРОВА В ПОЗДНЕМ ГОЛОЦЕНЕ.

Результатами исследования последних десятилетни10 обоснованы представления, согласно которым на общий ход голоценовой трансгрессии Черного моря накладывались малоамплитудные колебания уровня, придававшие изменениям уровня возвратно-поступательный характер. Подобные осцилляции уровня с амплитудой в первые метры связываются с эвстатическими причинами при незначительном вкладе неотектонических деформаций на высотные отметки годоценовых. береговых линий. Тем не менее сопоставление кривых изменений уровня Черного моря, полученных для различных участков побережья, показывает достаточно существенную регио-

нальную их изменчивость, находящую отражение в количестве и возрасте регрессивных фаз.11 Открытым остается вопрос о природе и амплитуде регрессивной фазы в I тыс. до н.э. — «фанагорийской регрессии», о существовании которой, казалось бы, убедительно свидетельствуют многочисленные затопленные археологические памятники той эпохи: не ясно, явилось ли это результатом последующего погружения прибрежных территорий под влиянием неотектонических движений, или же было предопределено эвстатическими причинами, и лишь амплитуда регрессии, существенно отличающаяся по оценкам разных авторов, отражает последующие неотектони-ческие деформации.

Проведенные исследования современных тектонических движений побережья Черного моря12 позволили установить значимые различия в величинах относительных изменений уровня в пределах основных тектонических зон субширотного простирания, что находит свое отражение, в частности, в изменчивости высотных отметок залегания верхнеплейстоценовых отложений,13 а также морфологического облика и стратиграфического положения прибрежных отложений, слагающих новочерноморскую террасу.14

Рассматриваемый участок Черноморского побережья Таманского полуострова располагается в пределах северо-западного погружения Большого Кавказа и характеризуется развитием серии субширотных и субмеридиональных разрывных структур, определяющих его поперечную ступенчатую структуру.15 Согласно современным представлениям,16 особенности тектонической структуры Таманского полуострова определяются его приуроченностью к области сочленения мегантиклинориев Крыма и Кавказа и включает Северо-Таманское поднятие, Керченско-Таманский межперик-линальный прогиб и периклиналь Большого Кавказа. Каждая из этих структурногетерогенных зон характеризуется дифференцированными по знаку и интенсивности новейшими тектоническими движениями,17 унаследовано проявлявшиеся на протяжении новейшего тектонического этапа, которые несомненно определяют различия в итоговых изменениях относительного уровня моря в голоцене. В частности, при ос-редненных оценках голоценовых темпов тектонических движений в 0.6-1.1 мм/год,18 можно ожидать значимых отклонений в высотном положении береговых образований второй половины голоцена, следы которых широко развиты в строении прибрежной полосы и залегают вблизи современного положения уровня моря.

Результаты проведенного изучения строения и возраста формирования толщи прибрежных отложений различных в структурно-тектоническом отношении участков побережья Таманского полуострова позволили получить новые данные, характеризующие региональные особенности изменения уровня моря во второй половине голоцена.

Согласно существующим реконструкциям голоценовой трансгрессии,19 уровень Черного моря впервые достиг его современного положения около 5.5-5 тыс. лет назад, оставив следы в виде древних абразионных уступов и погребенных пляжевых фаций в тыловых частях новочерноморской террасы (п-ов Пицунда), а также в некоторых случаях - морфологически выраженных древних береговых валов (побережье Абхазии, Азовская дельта Кубани).20 Среди морфологически выраженных береговых образований новочерноморского наибольшее распространение имеют генерации береговых валов, сформировавшихся в интервале 4-3.7 тыс. лет назад, к которому относят трансгрессивную фазу с максимальным повышением уровня над его современным положением. Вслед за последовавшей в I тыс. до н.э. регрессивной, т.н. «фанагорийской» стадии, в течение последних 2 тыс. лет развивается нимфейская трансгрессивная фаза, на которую, по мнению ряда авторов,21 накладывались малоамплитудные колебания обоих знаков, дававших основание для выделения самостоятельных регрессивных и трансгрессивных подфаз, достоверность которых вызывает сомнения. Полученные нами реконструкции изменения уровня для Черноморского побережья Таманского полуострова позволили выделить некоторые региональ-

ные особенности позднеголоценовой трансгрессии, связанные в неотектоническими условиями этого побережья.

На основании литологических и малакофаунистических признаков, а также данных радиоуглеродного датирования, в строении верхней части прибрежных отложений выделяются следы, по крайней мере, двух трансгрессивных фаз в изменении относительного уровня моря, из которых первая относится к возрастному интервалу 4-3.7 тыс. лет назад, вторая - охватывает последние 1.5-2 тысячи лет.

Отложения первой трансгрессивной фазы наиболее отчетливо выявляются в строении аккумулятивных образований

В строение дельтовых отложений следы изменений уровня находят свое отражения во внутрифациальных изменениях литологического состава отложений и, в меньшей мере, в составе палеофаунистических комплексов. Однако реконструкция относительных изменений уровня моря в гораздо большей степени приближена из-за условности оценок глубин палеолиманов и недостаточной изученности древнебереговых образований каламитского возраста, следы которых установлены на прибрежном мелководье.22

Комплекс литолого-фациальных признаков и геохронологические данные свидетельствуют о существовании в позднем голоцене периода относительного понижения уровня моря, который, по нашим данным, охватывает возрастной интервал с конца II тысячелетия до н.э. до середины I тысячелетия н.э. Одним из немногочисленных морфологически выраженных следов относительно более низкого положения уровня является затопленная аккумулятивная форма во внешней части Таманского залива - Маркитанская банка. Величина относительного понижения уровня составила 5-6 м и приходится на начало 1-го тысячелетия до н.э. Материалы изучения археологических памятников на дне Таманского залива и Керченского пролива существенно дополняют немногочисленные геоморфологические данные об изменениях уровня моря во второй половине I тысячелетия до н.э. — начале I тыс. н.э. По археологическим данным, во второй половине I тыс. до н.э. отмечается повышение относительного уровня моря с отметок 5.5-6 м до 2-3 м ниже современного.

К концу I тысячелетия н.э. при положении уровня моря, близком к современному, относится начало формирования современных генераций крупных аккумулятивных образований побережья (Анапская пересыпь, коса Чушка и др.). С этим возрастным рубежом связано формирование нимфейской генерации береговых валов на побережье Азовского моря.23

Результаты проведенных исследований показали, что локальные тектонические движения в пределах структурно-гетерогенного побережья Таманского полуострова оказали существенно влияние на деформацию высотного положения древних береговых образований, используемых для восстановления изменений относительного положения уровня моря. В частности, осредненные оценки разнонаправленных молодых тектонических движений в пределах отдельных структурных зон превышают

1,5-2,5 мм/год, проявляющихся в пределах сравнительно ограниченных по протяжению участков побережья Таманского залива.24 В связи с этим несомненно их влияние на высотное положение различных археологических и литолого-геоморфрологиче-сих индикаторов положения уровня моря в позднем голоцене. В частности, это касается и существующих оценок относительного понижения уровня во время фанаго-рийской25 регрессии, амплитуда эвстатической составляющей которой, по нашим представлениям, не превышала 2.5-3 м. Более корректной оценке темпов неотектони-ческих движений препятствует фрагментарность развития и узкий временной интер-

вал установленных следов древних береговых линий, что требует дальнейшего изучения влияния молодых тектонических движений на изменения относительного уровня моря и крайне осторожного применения обобщенных кривых изменения уровня моря при реконструкции развития побережья Черного моря во второй половине голоцена.

выводы

Результаты проведенных исследований позволили впервые получить схему динамики ландшафтно-климатических условий Черноморского побережья Таманского полуострова, отражающую проявление общеклиматических тенденций позднего голоцена на фоне локальных ландшафтно-геоморфологических условий, испытывавших существенные изменения под влиянием колебаний уровня моря. На территории южной половины Таманского полуострова и, возможно, прилегающего района нижней Кубани на протяжении большей части реконструированного периода голоцена (примерно от 6000 до 800 л.н.) были развиты степные и лесостепные ландшафты. Наиболее теплыми и сухими условиями характеризовались фазы с господством злаковых, разнотравно-злаковых и марево-полынных степей в интервалах 4100-3950, 3500-3300/3200, 2800-2400, 1650-1300 и 1000-900/800 л.н. Максимумам увлажненности изученного периода отвечают хронологические интервалы 4500-4300 и 3950-3500 л.н., во время которых на исследуемой территории доминировали широколиственные (преимущественно буково-дубово-грабовые) леса.

Степень динамичности климато-фитоценотических сукцессий существенно (почти втрое) возросла в последние 4500 лет. Позднеатлантический субпериод голоцена (6000-4500 л.н.) характеризовался весьма длительным господством лесостепных ландшафтов. Тогда как на протяжении последующих около 4 тысяч лет произошли более 10 смен зональных и переходных типов растительности (широколиственных лесов, лесостепей и степей). Так, в течение интервала от 2500 до 1500 л.н. (5 век до н.э. - 5 век н.э.) развитие господствовавших в начале и в конце этого тысячелетия на территории Таманского п-ва разнотравно-злаковых и полынно-маревых степей прерывалось фазами более влажного климата, вызвавшего здесь сначала расширение площади лесостепной растительности, а затем весьма широким распространением широколиственных лесов в доминировавших лесостепных ландшафтах.

Палинологическое изучение голоценовых отложений черноморской дельты Кубани позволило охарактеризовать не только динамику ландшафтно-климатических условий региона в последние 6 тысяч лет, но и выявить ряд особенностей палинос-пектров, связанных с хозяйственной деятельностью населения. Это нашло выражение в первую очередь в появлении в голоценовых отложениях, начиная с эпохи поздней бронзы, пыльцы культурных злаков. Об интенсивной сельскохозяйственной деятельности в античный период свидетельствует высокое содержание в составе па-линоспектров пыльцы Cerealia, а также появление и рост содержания пыльцы Plantago и других сорняков.

ПРИМЕЧАНИЯ

1. Болиховская Н.С. Палиноиндикация изменения ландшафтов Нижнего Поволжья в последние десять тысяч лет //Вопросы геологии и геоморфологии Каспийского моря. М., 1990. С. 52-68; Кременецкий К.В. Палеоэкология древнейших земледельцев и скотоводов Русской равнины. М., 1991; Спиридонова Е.А. Эволюция растительного покрова бассейна Дона в верхнем плейстоцене-голоцене. М., 1991; Gerasimenko N. Holocene landscape and climate changes in Southeastern Ukraine //Climate and environment changes of East Europe during Holocene and Late-Middle Pleistocene(Materials for IGU conference «Global changes and geography». Moscow, August 14-18, 1995). Moscow, 1995. 38-48 pp.; Gerasimenko N. P. Environmental and Climate Changes Between 3 and 5 ka BP in Southeastern Ukraine //NATO ASI Series, Vol. I 49. Third Millennium BC Climate Change and Old World Collapse. Edited by H. Nixzhet Dalfes, George Kukla and Harvey Weiss. Springer-Verlag Berlin Heidelberg. 1997. P. 371-399.

2. Вронский В.А. Маринопалинология южных морей. Ростов-на-Дону, 1976; Вронский

В.А. Палеоклиматы южных морей СССР в голоцене (по палинологическим данным) //Палеоклиматы голоцена европейской территории СССР. М., 1988. С. 150-157.

3. Мищенко A.A. Палеогеография голоцена низовий р. Кубани //Бюллетень Моск. об-ва испытателей природы, отдел геологический. 1991. Т. 66. Вып. 2. С. 135-136; Мищенко

A.A. Палеогеография Восточного Приазовья в голоцене (по палинологическим данным). Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук. Ростов-на-Дону, 2002; Чебанов М.С., Мищенко A.A., Швыдченко О.И. Глава 10. История дельтовых озер Кубани //История озер Восточно-Европейской равнины. СПб., 1992. С. 204-211.

4. Абрамзон М.А., Гиабов В.А., Горлов Ю.В., К. Мюллер, Э. Фуаш, Поротое A.B. Исследования в рамках Тамнского регионального археологического проекта в 1998 году. / /Проблемы истории, филологии, культуры. М.-Магнитогорск. 1999. Вып. VII. С. 365-367.

5. Stuiver М., Braziunas Т.F. Modelling Atmospheric '^С Influences and ^C Ages of Marine. Samples to 10,000 B.C. //Radiocarbon, 1993, v.35, N1; Stuiver M., Reimer P.J. Extended '^C. Data Base and Revised CALIB 3.0 '^C Age Calibration Program.//Radiocarbon, 1993, v.35, N 1.

6. Facorellis Y., Maniatis Y. Apparent '^C ages of marine mollusk shells from a Greek islands: calculation of the marine reservoir effect in the Aegean sea //Radoicarbon. v.40. n 2. 1998; Morhange Ch., Oberlin Ch. Estimation de l’âge apparent local de l’eau de mer dans le cas du Vieux Port de Marseille.// Méditerranée. T. 94. 2000. 1.2. P.65-68.

7. Каплин П.А., Поротое A.B., Янина T.A., Горлов Ю.Б., Фуаш Э. О возрасте и истории развития Бугазской пересыпи (северо-восточное побережье Черного моря) //Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 2001. № 2. С. 51-57.

8. Клопотовская Н.Б. Основные закономерности формирования спорово-пыльцевых спектров в горных районах Кавказа. Тбилиси, 1973; Мищенко A.A. Субфоссильные споро-во-пыльцевые спектры донных отложений некоторых лиманов Восточного Приазовья //Бюллетень Моск. об-ва испытателей природы, отдел геологический. 1977. № 4. С. 154-155; Болиховская НС. Перигляциальные и межледниковые ландшафты плейстоцена Восточно-Предкавказской лёссовой области. М., ВИНИТИ, 1995. (№ 52-В95).

9. Болиховская Н.С., Горлов Ю.В., Поротое A.B. Эколого-палеогеографические условия Таманского полуострова в античную эпоху и предшествующие периоды голоцена // Материалы I Международного семинара «Пыльца как индикатор состояния окружающей среды и палеоэкологические реконструкции. СПб., 2001. С. 33-36.

10. Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М., 1978; Островский А.Б., Измайлов Я.А., Щеглов А.П., Арсланов X.А., Тертычный Н.П., Гей H.A., Пиотровская Т.Ю., Муратов

B.М., Шелинский В.E., Балабанов И.П., Скиба С.И. Новые данные о стратиграфии и геохронологии плейстоценовых морских террас Черномрского побережья Кавказа и Керченско-Таманской области //«Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР». М., 1977. С. 61-68; Арсланов Х.А., Балабанов П.П., Гей H.A. и др. Методы и результаты картирования и геохронологической привязки древних береговых линий на суше и шельфе Черноморского побережья Кавказа и Керченско-Таманского района //Колебания уровня морей и океанов за 15000 лет. М., Наука, 1982. С. 144-150; Балабанов И.П., Измайлов Я.А. Изменение уровенного и гидрохимического режимов Черного и Азовского морей за последние 20 тысяч лет //Водные ресурсы. 1988. №. 6.

C. 54-62.

11. Pirazzoli P. A. Sea-Level Changes: The Last 20 000 years. Chichester et al.: Wiley. 1996; Каплин П.A., Селиванов A. О. Изменения уровня морей России и развитие берегов: прощлое, настоящее, будущее. М., 1999;

12. Благоволин НС., Победоносцев С.В. Современные вертикальные движения берегов Черного и Азовского морей //Геоморфология. 1973. № 3, С. 46-73; Никонов A.A., Эн-ман С.В., Мишин A.B. Современные вертикальные движения земной коры на побережьях Черного и Азовского морей (по уровнемерным данным) //Докл. РАН, 1997. Т. 357, № 6. С. 818-822.

13. Никонов A.A. Затопленные остатки античных сооружений по берегам Боспора Киммерийского (в связи с проблемой изменения уровня моря) //РА. 1998. № 3. С. 57-65.

14. Благоволин Н.С., Девирц А.Л., Лшиенберг Д.А. и др. Опыт сопоставления молодых террас Балтики и Понто-Каспия по геолого-геоморфологическим и радиохронометри-ческим данным //Baltica. Вильнюс, 1974. Т.5; Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М., 1978.

15. Несмеянов С.А. Неоструктурное районирование северо-западного Кавказа М., 1992.

16. Андреев В.М., Казанцев P.A., Панаев В.А., Пустилъников И.Р., Аленкинт В.М. Тектоника области сочленения Кавказа и Крыма //Тектоника и стратиграфия. Киев, 1981. Вып. 20. С. 22-28.

17. Благоволин НС., Щеглов АН. Колебания уровня Черного моря в историческое время по данным археолого-геоморфологических исследований в Юго-Западном Крыму // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1968. № 2. С. 49-58.

18. Несмеянов С. А., Измайлов Я. А. Тектонические деформации Черноморских террас Кавказского побережья России М., 1995; Никонов A.A., Энман С.В., Мишин A.B. Современные вертикальные движения земной коры на побережьях Черного и Азовского морей (по уровнемерным данным) //Докл. РАН, 1997. т. 357, № 6. С. 818-822.

19. Балабанов И.П., Измайлов Я.А. Изменение уровенного и гидрохимического режимов Черного и Азовского морей за последние 20 тысяч лет //Водные ресурсы. 1988. №. 6.

С. 54-62.

20. Арсланов Х.А., Балабанов П.П., Гей H.A. и др. Методы и результаты картирования и геохронологической привязки древних береговых линий на суше и шельфе Черноморского побережья Кавказа и Керченско-Таманского района //Колебания уровня морей и океанов за 15000 лет. М., 1982. С. 144-150.

21. Балабанов И.П. Изменение волнового режима Черного моря в позднем голоцене //Изв. АН СССР. Сер. географ. 1984. № 4. С. 70-81.

22. Невесский Е.Н. Процессы осадконакопления в прибрежной зоне моря. М., 1967.

23. Артюхин Ю. В. Политика предотвращения эрозии и защиты берегов Черного и Азовского морей. Краснодар, 1999; Измайлов Я.А., Арсланов X.А., Тертычная Т.В., Чернов

С.Б. Реконструкция и датирование голоценовых береговых линий в дельте Кубани // Вестн. ЛГУ. Сер.7. 1989. Вып.6. С. 61-69.

24. Каплин П.А., Поротое A.B., Янина Т.А., Горлов Ю.Б., Фуаш Э. О возрасте и истории развития Бугазской пересыпи (северо-восточное побережье Черного моря) //Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 2001. № 2. С. 51-57.

25. Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М., 1978.

N.S. Bolikhovskaya, Yu.V. Gorlov, M.D. Kaitamba, C. Müller, A.V.Porotov, O.B.Parunin, E. Fouache

THE TAMAN PENINSULA LANDSCAPE AND CLIMATE CHANGES IN THE COURSE OF THE RECENT 6000 YEARS

The article deals with the preliminary results of the complex palaeographic researches of the Black Sea Caucasian coast with the aim of reconstructing the changes of the climate, vegetation and level of the Black Sea basin during the recent 6000 years. The article contains the data of geologico-morthologic, palinologic and radiocarbon studies of the sediments of the Taman Peninsula Black Sea coast.