Как возникли средиземные моря | Историческая география

Природа

История возникновения и развития Средиземного, Черного и Каспийского морей — увлекательная глава геологической летописи Земли. Но прежде чем с нею познакомиться, необходимо сказать несколько слов о том, что представляет собой область средиземных морей сейчас.

Начнем с климата, он здесь субтропический и засушливый. Объясняется это следующим. В экваториальной зоне сильно прогретые массы воздуха постоянно поднимаются вверх; их место занимает холодный воздух, несущий облака и осадки. Успевший охладиться в верхних слоях атмосферы сухой тропический воздух опускается в субтропиках. В результате субтропическая зона отличается постоянным недостатком влаги — аридностью.

Это особенно характерно для летних месяцев, когда берега Средиземного, Черного и Каспийского морей оказываются во власти горячего и сухого воздуха, принесенного из Сахары, Аравии, пустынь Центральной Азии.

Зимой же сюда часто вторгаются циклоны, приносящие прохладные ветры Атлантики. Но, чем дальше на восток, тем влияние океана слабее. В восточные районы нередко прорываются ветры севера, неся холод и снег. Полярный воздух иногда достигает и западных районов, вызывая непродолжительные заморозки на берегах Эгейского и Адриатического морей.

В растительности побережий преобладают травы и кустарники, способные переносить недостаток влаги. Только в наиболее увлажненных уголках сохранились леса, состоящие из субтропических вечнозеленых видов. В горах по мере подъема вечнозеленые растения вытесняются хвойными, затем листопадными, еще выше располагаются альпийские луга. Северное побережье Черного моря занимают степи; непосредственно у побережья много растений — обитателей засоленных почв. С юга к Средиземному, а с востока и с севера к Каспийскому морю подходит растительность пустынь и полупустынь.

[07]

Растительность побережий богата эндемичными видами. Это объясняется тем, что на протяжении геологической истории мощные горные цепи неоднократно отрезали участки побережья от остального мира. Особенно богата эндемиками Колхида — низменные районы Западной Грузии. Растительный мир побережий сильно изменен человеком. Это и понятно: здесь родились древнейшие земледельческие цивилизации. Лишь в труднодоступных районах растительность сохранилась в своем первозданном виде.

Продолжая рассказ о природе рассматриваемых морей, начнем с самого большого из них — Средиземного. Оно представляет собой глубокий (в среднем 1438 м) залив Атлантического океана площадью 2,5 млн км².

В Средиземном море есть несколько внутренних морей: Тирренское, Адриатическое, Ионическое и Эгейское. Своеобразен и гидрологический режим Средиземного моря. В него впадает сравнительно мало рек, наиболее полноводные из них Эбро, Рона, По, Нил. Это обстоятельство во многом определяет неповторимый цвет воды Средиземного моря — темно-голубой в открытых частях акватории. Редки над Средиземным морем дожди. В результате за счет испарения море теряет воды больше, чем в него поступает из рек и осадков. Так создается отрицательный водный баланс, влияющий на уровень Средиземного моря, он на 0,6—1 м ниже уровня Атлантического океана. Отрицательный водный баланс и сильное прогревание средиземноморских вод летом обусловливают их повышенную (36-39,5 %) по сравнению с водой Атлантического океана (34—37,3 %) соленость.

Воды Средиземного моря располагаются слоями. На поверхности они теплые с повышенной соленостью, ниже — слабосоленые, так как приходят через Гибралтарский пролив из Атлантики. В придонном слое вода соленая и теплая; этот слой — огромный аккумулятор тепла, оказывающий влияние на формирование климата во всем районе.

Проникшие через Гибралтарский пролив атлантические воды распространяются на восток. Там они охлаждаются, опускаются вниз и движутся в противоположном направлении — на запад, к Гибралтарскому проливу. Эта общая схема циркуляции вод несколько нарушается течениями, которые зависят от рельефа дна и побережья, от метеорологической обстановки и ряда других причин. Активному водообмену между Средиземным морем и Атлантическим океаном препятствуют небольшие глубины

[08]

Гибралтарского пролива. Приливы и отливы, достигающие значительного размаха в Атлантическом океане, ослабевают на западе Гибралтарского пролива и совсем гасятся на выходе из его узкой части. На побережье Средиземного моря величина приливов в основном не превышает 0,5-1 м.

Связь между Средиземным и Черным морями осуществляется через так называемую Черноморскую проливную зону, которая состоит из Мраморного моря и проливов Дарданеллы и Босфор.

Ширина Дарданелл колеблется от 1,3 до 27 км, глубины не превышают 153 м. Берега невысокие, пологие. В нижнем слое соленые средиземноморские воды движутся в сторону Мраморного моря, по поверхности более пресные воды идут в противоположном направлении. Основная масса воды в Мраморном море имеет высокую соленость. Поверхностный слой (до глубины 40—50 м) состоит почти исключительно из опресненных черноморских вод.

Пролив Босфор, соединяющий Черное море с Мраморным, похож на узкую извилистую реку. Берега обрывистые, когда-то они были покрыты лесом. Теперь леса сохранились лишь в северной части. Средняя глубина пролива 65 м, отдельные впадины достигают 90 м. Как и в других проливах, в нижних слоях Босфора соленые воды текут в сторону Черного моря, в поверхностных же слоях более легкие и менее соленые воды из Черного моря переливаются в южном направлении. Для Черного моря это поверхностное течение является компенсационным: море отдает избыток вод, образовавшийся за счет осадков и стока могучих рек. Течение это вызвано и тем, что уровень Черного моря выше, чем уровень Мраморного моря.

В отличие от Средиземного моря водный баланс Черного моря положительный. Реки приносят в Черное море около 350 км3 воды в год; почти 200 км3 отдает Дунай и более 50 км3 — Днепр. За счет притока речных вод и большего количества атмосферных осадков соленость Черного моря вдвое меньше, чем Средиземного. Особенно опреснены районы, примыкающие к устьям рек. С глубиной соленость воды увеличивается: в глубокие слои поступает соленая вода Средиземного моря.

Зимой Черное море сильно охлаждается: температура поверхностного слоя близка к точке замерзания. Холодные воды опускаются сравнительна неглубоко: плотные и со-

[09]

левые средиземноморские воды препятствуют полному перемешиванию. Летом черноморские воды прогреваются, но не полностью. Близ границы соленых вод постоянно сохраняется горизонт с очень низкими температурами.

Глубокие слои Черного моря (ниже 800—1000 м) очень соленые и плотные, с довольно низкими температурами. Особенность Черного моря, выделяющая его из всех других морей земного шара, — постоянное присутствие на глубине сероводорода. Механизм его образования и сохранения еще не окончательно выяснен. Считают, что сероводород выделяют бактерии, разлагающие сульфаты воды. В большинстве морей, где происходит такой процесс, сероводород окисляется кислородом, содержащимся в толще воды. В Черном море, где перемешивание затруднено, зона окисления расположена выше и не захватывает глубоких слоев, в которых и накапливается сероводород.

Основное течение в Черном море имеет кольцевой характер: вода поверхностного слоя движется против часовой стрелки. В центральной части оно разделяется на два потока.

Каспийское море, несколько раз соединявшееся на протяжении геологической истории с Черным,— крупнейший в мире бессточный водоем; современная его площадь 368 тыс. кмг. Море вытянуто с севера на юг почти на 1200 км; его средняя ширина составляет 310 км. Северная часть Каспия лежит в пределах Прикаспийской низменности — юго-восточной оконечности Русской равнины. Западное побережье примыкает к горам Кавказа. На востоке простираются огромные пустыни Средней Азии.

Северная часть Каспийского моря мелководна, глубины здесь не превышают 22 м. Южнее располагается Средне-каспийская котловина с глубинами до 800 м и ровным рельефом дна. С юга эту котловину ограничивает Апшеронский порог. Наибольшие глубины (до 1025 м) и наиболее сложный рельеф характерны для Южно-Каспийской котловины.

Крупнейшие реки — Волга, Урал, Кура — впадают в Каспийское море с севера и с запада; на востоке постоянных водотоков нет. Течения Каспийского моря непостоянны; они определяются ветрами, речным стоком, рельефом дна и побережий. Обычно прослеживаются два круговых течения, движущиеся против часовой стрелки, на севере и юге. В различных районах Каспия климат не-

[10]

однороден. В северной части это континентальный климат умеренных широт; в западной — умеренно теплый, с мягкой 8имой и жарким летом; в юго-западной выпадает наибольшее количество осадков — до 1700 мм в год. На востоке Каспийского побережья расположены районы с резко континентальным климатом пустынь. Здесь осадков меньше всего —до 120 мм в год (а в районе залива Кара-Богаз-Гол до 27 мм). Северное мелководье зимой замерзает, юг и середина обычно бывают свободными от льда.

Своеобразные физико-географические условия Каспийского бассейна накладывают отпечаток на его гидрологический режим. Большая часть объема воды складывается из стока рек, причем 80% составляет доля Волги и ее притоков. Изменение водоносности рек, и особенно Волжского бассейна, тесно связано с колебаниями климата.

Так, потепление климата в 30-е годы вашего столетия вызвало резкое уменьшение стока Волги. Помимо естественных причин, на сток рек серьезное влияние оказывает хозяйственная деятельность человека. С 1940 по 1982 г. Каспийское море «недополучило» свыше 800 км3 речной воды, что соизмеримо с трехлетним стоком Волги в средне-климатических условиях [Каспийское море..., 1986].

Основная расходная статья водного баланса Каспия — испарение. Наиболее интенсивно оно происходит в северной акватории, наименее — в средней. Чем засушливее климат, тем больше величина испарения. Как показали измерения, максимальной она была в 30-х годах нашего века, именно тогда климат отличался наибольшей засушливостью. С поверхности Каспия ежегодно испарялось около 395 км3 воды, т. е. намного больше, чем поступало из рек [Там же].

Соотношение приходных и расходных статей водного баланса определяет многовековую изменчивость уровня Каспийского моря. В середине XVI в. он находился на отметке — 26,6 м [Колебания увлажненности..., 1980], в XVII в. поднялся, достигнув—23,9 м. С 30-х годов прошлого века (когда начались инструментальные наблюдения) и до начала XX в. уровень Каспия был сравнительно постоянным: около —25,8 м. С 1930 по 1941 г. на фо- пе общей аридизации климата произошло его резкое понижение: уровень упал с —26,2 м до —28 м. В первой половине 70-х годов понижение уровня продолжалось:

[11]

Схема строения средиземноморского пояса [Хаин, 1984]

1 — альпийская складчатость на герцинском основании; 2 — альпийская складчатость на байкальском основании; 4 — зоны субдукции (погружения); 5 — главные сдвиги; Пр — Пиренеи; БТ — Бетская Кордильера; Р — Риф; Т — Телль; Ап — Апеннины; А — Альпы; К — Карпаты; Д — Динариды; Б — Балканиды; Пн — Понтиды; ТВ — Тавриды; БК — Большой Кавказ; МК — Малый Кавказ; Эл — Эльбурс; 3 — Загрос; ДК — Копетдаг

в 1977 г. он находился на отметке—29 м. Всего же с 1900 по 1977 г. уровень Каспия понизился на 3 м, причем из этой величины около 1 м пришлось на хозяйственную деятельность человека [Там же]. За счет понижения уровня осушились значительные пространства мелководья, исчезли многие заливы. На их месте возникли солончаки и массивы перевеваемых песков. С 1978 г. уровень Каспия стал резко повышаться. В 1985 г. воды Каспия находились на отметке —27,97 м, т. е. за семь лет уровень поднялся более, чем на 1 м [Там же].

Центральное место в системе гор, окружающих бассейн Средиземного моря, занимают величественные Альпы. Они как бы связывают в узел цепи складчатых гор, опоясывающих Южную Европу, Западное и Восточное Средиземноморье. Альпы образуют дугу, выгнутую на северо-запад, длиной около 1200 и шириной около 260 км. Наиболее высокие отроги Альп представляют собой остатки древнего кристаллического основания Европы.

Западное ответвление Альп — Пиренеи — узкая и длинная система хребтов, соединяющаяся с Альпами в

[12]

районе Прованса. Южное продолжение Альп — Апеннины. Это невысокие складчатые горы, разделяющие бассейн Средиземного моря на две части — восточную и западную. На юге Апеннины круто изгибаются, образуя дугу, в центре которой расположено Тирренское море. Цепь гор продолжается на дне Средиземного моря и соединяет Апеннины с горами Северо-Западной Африки, центральным их звеном являются Атласские горы. Самая глубокая впадина Средиземного моря — Алжиро-Прован- ская, глубины ее достигают 2,7—2,9 км.

Восточно-Средиземноморская область включает несколько горных сооружений, примыкающих к Альпам с юга и востока. Крупнейшее из них — дуга Карпатских гор. Южнее высятся Балканские горы. С юго-востока к ним вплотную подходят Понтийские горы, занимающие северную часть полуострова Малая Азия. Равнины и плоскогорья Центральной Анатолии отделяют их от складчатой системы Тавра, расположенной на юге полуострова. Как и на западе, складчатыми хребтами окружены глубоководные впадины. Самая крупная из них — Ионическая с глубинами более 4—5 км.

В отличие от большей части побережий Средиземного моря, северные берега Черного моря равнинные. Их занимает Причерноморская низменность — южная окраина Русской равнины. Единственные горы Северного Причерноморья расположены на юге Крымского полуострова. Зато с востока к Черному морю подходят грандиозные горные сооружения Большого Кавказа, купол которого поднимается на высоту более 4 км. Обширное межгорное понижение (Куринская впадина) отделяет Большой Кавказ от Малого — сложно построенных складчатых хребтов и лавовых плато.

К востоку от Каспийского моря система альпийских складчатых гор продолжается в виде хребтов Копетдага. Альпийские горы прослеживаются и к югу от Кавказа — это горы Загроса, разделяющие два крупных блока земной коры — Аравийскую плиту и Иранский массив. К югу от Загроса располагается мощный прогиб, заполненный речными наносами,— Месопотамская низменность.

О чем рассказали горы

К самым ранним отложениям, обнаруженным в Западном Средиземноморье, относят гнейсы. Их возраст, измеренный радиоактивными методами, оказался равным

[13]

600—530 млн лет. Предполагается, что эти породы сформировались в течение байкальского этапа горообразования. В начале рифея (1,65—1,4 млрд лет назад) раскололся огромный континент, объединявший Европу и Африку. Блоки раздвинулись, и обнажился морской бассейн, условно называемый Прототетис. В течение позднего рифея и венда (1,1 млрд—570 млн лет назад) морской бассейн заполняли осадочные породы, снесенные с суши, и продукты извержения вулканов. В начале палеозоя морской бассейн сжался, в ходе горообразования осадки были смыты, скручены и подверглись метаморфизацин. В то же время произошло раздвижение коры на востоке — в области Крыма—Кавказа—Копетдага. Там возникло несколько впадин.

Каледонский этап горообразования в Средиземноморской области не выражен, так как Европа вновь соединилась с Африкой. На протяжении кембрия, ордовика, девона и нижнего карбона Западное Средиземноморье представляло собой периферию этого обширного континента, которую периодически заливали воды окраинных морей. Большую же часть Восточного Средиземноморья занимало окраинное море. Вероятно, лишь Закавказский массив выступал в качестве огромного острова.

Облик Средиземноморья сильно изменился в герцинский этап горообразования: выросли высокие горы, осадочные породы подверглись сжатию, активизировались вулканы. Предполагают, что в области Сахарской плиты и в южной части Западного Средиземноморья существовал крупный морской бассейн. Интенсивное горообразование шло в районе Главного Кавказского хребта: осадочные отложения, накопившиеся в предшествующие периоды, были подняты и метаморфизованы; в результате извержения вулканов образовались лавовые поля. Одновременно области южного склона Центрального Кавказа и Восточный Кавказ погружались; здесь сохранялись довольно глубокие морские бассейны. К концу палеозоя тектоническая активность в области Средиземноморья утихает.

Альпийский геосипклинальный этап начался в ранней юре (190—150 млн лет назад). В средиземноморском регионе произошло раскалывание и раздвигание земной коры, вследствие чего образовался огромный океан — Тетис. От Атлантического океана он простирался па восток через Альпы, Динариды, Карпаты. Далее, через пролив в районе Балканского полуострова, Тетис уходил на юго-во-

[14]

сток в Малую Азию, где существовал бассейн, протягивавшийся от Измира к равнинам Внутренней Анатолии. Восточным продолжением Тетиса был Малокавказский океанический бассейн, соединявшийся с морями в районе Загроса. На месте Крыма—Кавказа—Копетдага располагалось обширное краевое море. Оно было отделено от собственно Тетиса огромным островом — Закавказским массивом.

Расширение морского бассейна Тетиса в районе Сре-диземноморья закончилось в поздней юре (150—135 млн лет назад). Тогда же начались мощные тектонические движения, приведшие к сокращению бассейна. Вновь задымились вулканы, время от времени выбрасывая лавовые потоки на берега Тетиса и прямо в море. В течение мела в западной части Тетиса единый бассейн разделился на несколько заливов и морей, между которыми образовались участки суши. В позднем мелу (100—65 млн лет назад) у подножия растущих гор Западного Средиземноморья накапливались мощные толщи флиша. В то же время на востоке Средиземноморья, в районе Кавказа и Крыма, продолжалось спокойное развитие окраинного моря Тетиса. Именно тогда оно достигло своих максимальных размеров.

Начало альпийского орогенеза относится к олигоцену—миоцену (30—10 млн лет назад). Современная тектоника плит объясняет этот процесс погружением (субдукцией) океанической коры под выступы континентальных плит. Тогда же от Тетиса отделилась его северная окраина — Паратетис. К среднему миоцену (15—14 млн лет назад) поднялись западные внешние альпийские дуги. Одновременно с этим погружались внутренние области, что привело к формированию Алжиро-Прованского и Тирренского бассейнов. В начале плиоцена погрузился блок на самом западе Средиземноморья. Здесь образовался Гибралтарский пролив. Тогда же па 1—1,5 км ушла под воду Тирренская котловина. По периферии опускавшихся котловин происходило сводовое поднятие гор, сопровождавшееся сбросами и надвигами. В мощное поднятие оказались втянутыми и окраинные части платформ, за счет чего, в частности, образовались Юрские горы. Активизировались вулканы, расположенпые по берегам Тирренской впадины, Италии, Сардинии, Корсики, а также на островах Эгейского моря.

Рост гор системы Крым—Кавказ—Копетдаг начался на границе эоцена и олигоцена (40—38 млн лет назад).

[15]

Мощное поднятие охватило Большой и Малый Кавказ. Оно распространилось на южную окраину Закавказского массива. Одновременно вдоль северной и южной периферии Главного Кавказа образовывались прогибы, в том числе Рионский, Куринский, Апшеронский. Наиболее интенсивные тектонические движения — складки, надвиги, разрывы — происходили на Большом Кавказе в течение миоцена—плиоцена (20—2 млн лет назад). Сходным было развитие двух других элементов системы Восточного Средиземноморья — Крыма и Копетдага. Общее сводовое поднятие этих гор, осложненное разрывами, надвигами и вулканизмом, началось в олигоцене.

В конце этапа орогенеза резко усилилась вулканическая деятельность. Именно тогда образовались величайшие вулканические конусы Главного Кавказа — Казбек и Эльбрус, произошли мощные извержения лавовых потоков на Малом Кавказе.

В миоцене—плиоцене шло быстрое погружение южной части Каспийского моря и Западно-Туркменской впадины, где в отдельных районах накопилось до 10 км осадков.

Такова в общих чертах история формирования рельефа средиземных морей и окружающих их участков суши.

О чем рассказал океан

Грандиозные события, приведшие к образованию современного рельефа Средиземноморья, происходили на фоне столь же грандиозных изменений климата Земли, причины которых еще не до конца поняты. Одна из основных задач палеогеографов — определить характер и величины климатических изменений (как говорят ученые, построить «климатическую модель»), влияние климата на растительность, животный мир континентов и океанов.

Крайне важные сведения относительно климата прошедших эпох были получены в результате изучения глубоководных отложений.

Океан богат самыми разнообразными формами жизни. Некоторые из представителей животного мира очень чутко реагируют на изменения среды, в частности температурного режима. Изучение видового и количественного состава этих организмов в слоях глубоководных отложений океана может дать неоценимую информацию о закономерностях изменений климата.

[16]

Наиболее широко распространенными биогенными отложениями на поверхности морского дна являются карбонатные илы, которые состоят из раковин планктонных организмов. Из разнообразных семейств, образующих илы, наибольший интерес для палеогеографов представляют фораминиферы — мельчайшие организмы, которые населяют верхнюю 200-метровую толщу океана. В настоящее время известно около 20 тыс. видов фораминифер. Большая часть их имеет четкие экологические зоны обитания, совпадающие с климатическими зонами. Исходя из видового состава и численности фораминифер, содержащихся в пробах, взятых из различных слоев морских отложений, ученые рассчитывают температуру прошлых эпох.

Расчеты достаточно просты. Каждая климатическая зона океана характеризуется одним или несколькими типичными видами фораминифер, причем для каждого вида определена температура наиболее благоприятная для его развития. На основании этих закономерностей вычисляют температуры бассейнов. При достаточно большом числе проб этот метод дает вполне удовлетворительные результаты (погрешность в пределах 3°С).

Другой метод палеоэкологической реконструкции основан на оценке видового разнообразия. Замечено, что в пробах, взятых в тропических районах океана, разнообразие видов микроорганизмов наиболее велико; наименьшее оно в пробах, взятых в полярных районах. Следовательно, видовое разнообразие можно использовать как показатель температур. Однако этим методом следует пользоваться осторожно. Известно, что преобладание какого-либо одного вида при высокой общей численности микроорганизмов характерно для стрессовых (угнетенных) условий, возникающих в замкнутых лагунах, опресненных окраинных морях или же в загрязненных водоемах.

Наряду с чисто биологическими методами все большее значение в исследовании донных отложений приобретают физико-химические методы. Среди них особое место занимает анализ изотопов кислорода. Более 30 лет назад известный американский физикохимнк Г. Юри установил, что карбонаты одного и того же состава имеют различное соотношение изотопов кислорода (,80 и 160) в зависимости от температуры морской воды, в которой они образовались. Позднее эту закономерность стали использовать для расчета палео-температур Миро-

[17]

вого океана. Измерения соотношения изотопов кислорода в раковинах позволили обнаружить зависимость этой величины от температуры воды, в которой они развивались. Для каждого моллюска определяют соотношение изотопов кислорода. Полученные результаты сравнивают со «стандартными» значениями (средним соотношением изотопов кислорода в морской воде). На основании подсчета отклонений концентраций изотопов ¹⁸O/1⁶O в морских раковинах построены палеотемпературные кривые для различных районов Мирового океана.

Морские организмы не единственный материал для такого анализа. Очень интересные результаты получены при исследовании соотношений изотопов кислорода в пробах льда, взятых из ледяных панцирей Антарктиды и Гренландии. Изучение этих образцов позволило восстановить наиболее полную климатическую летопись последних глав истории Земли. Но и этот метод не лишен недостатков. Отмечено, что на соотношение изотопов кислорода, помимо температур, влияет и соленость морских вод. Это необходимо учитывать при палеоклиматических реконструкциях.

В результате анализа целого ряда данных вырисовывается достаточно определенная картина развития климатической обстановки на протяжении кайнозоя. Общее направление изменения климата — похолодание, хотя на этом фоне были и отдельные колебания — относительные потепления и вновь похолодания. Рассмотрим несколько подробнее, как менялся климат за последние 70 млн лет (в основном по данным, полученным в ходе изучения отложений Атлантического океана).

В палеоцене (67—60 млн лет назад) климат был очень теплым, даже в субарктических районах средняя температура поверхностных вод превышала 15° С. На протяжении эоцена—раннего олигоцена (60—35 млн лет) температура океана понизилась на 10°. В среднем миоцене (15— 11 млн лет назад) началось значительное падение температур, причем наиболее резкие изменения в соотношении изотопов кислорода произошли 14,8—14,5 млн лет назад. С этого времени происходит постоянное охлаждение нашей планеты, сопровождаемое образованием и разрастанием ледниковых покровов: сперва в арктических, затем в умеренных широтах.

Существует множество гипотез, пытающихся объяснить катастрофические оледенения на нашей планете. Одна из наиболее популярных гипотез, опирающаяся на

[18]

Палсотемпературная кривая палеогена (65—20 млн. лет назад) для Южной Атлантики [Shackleton, 1986]

астрономические наблюдения, связывает такое явление с периодическими изменениями параметров орбиты Земли — колебанием эксцентриситета и наклона оси Земли к плоскости вращения. Однако этим можно объяснить чередование оледенений и межледниковий, а не общее и продолжительное охлаждение планеты: данные параметры изменяются регулярно, оледенения же случаются сравнительно редко. Некоторые специалисты видят причину оледенений, охватывавших огромные площади Земли, в более крупномасштабных явлениях, связанных с эволюцией галактик. Но современная наука слишком мало знает об этих процессах, чтобы всерьез привлекать их для объяснения чисто земных явлений. Возникновение оледенений часто связывают с горообразованием. Действительно, почти все известные периоды продолжительных оледенений совпадают или непосредственно следуют за крупными циклами образования горных массивов. В течение этих циклов значительные массивы суши поднимались и оказывались выше снеговой линии. Это могло вызвать появление крупных ледников в горах. Более того, образование гор сопровождалось мощными извержениями вулканов. В атмосферу выбрасывались огром-

[19]

ные массы вулканической пыли. Насыщенная пылью атмосфера экранировала солнечное тепло, что могло вызвать охлаждение поверхностного слоя Земли и способствовать развитию оледенения. Имеются данные, согласно которым существенные похолодания климата за последние 100 лет непосредственно следовали за крупными извержениями вулканов.

Сравнительно недавние исследования ученых по-новому осветили проблему образования оледенения, по крайней мере самого последнего, остатки которого сохраняются на нашей планете и сейчас. В морях, непосредственно примыкающих к Антарктиде, изучались донные отложения, что позволило определить признаки появления ледников и айсбергов.

Посмотрим, какой же в свете полученных данных представляется эволюция природы в районе Антарктиды на протяжении последних актов геологической истории Земли. Сейчас твердо установлено, что Антарктическая суша заняла свое теперешнее положение на крайнем юге нашей планеты уже в конце мелового периода (70—65 млн лет назад). Однако длительное время на этом континенте не было ледников. Они появились позднее вследствие серьезных изменений географической обстановки. На протяжении палеоцена Антарктида, Австралия и Южная Америка образовывали единый массив суши. Течения из тропических широт свободно проникали к этому огромному континенту и обогревали его своим теплом.

В раннем эоцене, приблизительно 53 млн лет назад, Австралия отделилась от Антарктиды и начала медленно двигаться к северу. Между двумя материками образовалась полоса воды. Она все более расширялась и со временем превратилась в Тасманово море. На протяжении эоцена климат в районе южных морей был все еще достаточно теплым. Тропические течения беспрепятственно несли тепло на юг. Холодные течения, образовывавшиеся в высоких широтах, встречали на своем пути преграду — Южно-Тасманово поднятие, соединявшее Австралию и Антарктиду с Южной Америкой, и отклонялись в более теплые районы. Данные палеотемпературных анализов показывают, что в эоцене температура воды в южных морях была достаточно высокой — около 19° в начале эоцена и 11° С в конце. Ледники на территории Антарктиды были лишь в наиболее гористых районах на западе континента.

[20]

Резкое изменение климатической обстановки на территории Антарктиды произошло 38 млн лет назад. В то время, по-видимому, впервые на Южном континенте установились условия оледенения: ледники достигли поверхности воды, лед разносился прибрежными водами, формировались холодные придонные течения, охлажденная вода выносилась в умеренные широты. Охлаждению Южного континента способствовал продолжавшийся отход Австралии от Антарктиды. Барьер в Тасмановом море исчез; па его месте располагался обширный морской бассейн, по которому циркулировали холодные воды.

Холодные течения, уходившие далеко на север, вызвали повсеместное охлаждение океана в различных частях Атлантики. Как показывают палеотемпературные расчеты, придонные воды в тропической зоне Тихого океана стали холоднее не менее чем на 5°, приблизившись к современным значениям. По оценке специалистов, температура воды в океане резко понизилась за 100 тыс. лет — срок весьма короткий по геологическим масштабам.

Следующее крупное событие в южной части планеты — образование пролива Дрейка за счет погружения суши, связывавшей Антарктиду с Южной Америкой. Точно датировать это событие не удалось: судя по геофизическим данным, в основном палеомагнитным, погружение произошло 30—22 млн лет назад. Это событие привело к коренной перестройке схемы циркуляции вод в Мировом океане. Вокруг Антарктиды сформировалось круговое холодное течение. Оно как бы отрезало южные моря от согревающего влияния тропических вод. Климат Антарктиды становился все более холодным. В морях, температура поверхностных вод которых опустилась до 7е С, появилось огромное количество айсбергов.

После некоторого увеличения значения температур в раннем миоцене наступило резкое похолодание в среднем миоцене (14—10 млн лет назад). В то время на территории Антарктиды образовалось покровное оледенение, существующее и до настоящего времени.

Тетис и Паратетис

Рассмотрим более подробно, как на фоне описанных изменений климата шло развитие Средиземноморского бассейна за последние 40 млн лет.

В конце эоцена существовал крупный глубоководный бассейн, связывавший Атлантический океан с Тихим.

[21]

Средиземноморский бассейн в конце олигоцена, 33—25 млн лет назад [Rogl, Steininger, 1983]

Проливами в районе современных Дании и Польши он соединялся с Северным морем, а через Тургайский пролив — с морями, занимавшими Западную Сибирь.

Общее похолодание климата сменилось в позднем олигоцене (35—30 млн лет назад) довольно непродолжительным потеплением. После мощной трансгрессии наступила регрессия Мирового океана, затронувшая и бассейн Паратетиса. Закрылся Тургайский пролив. В районе современной Черноморской впадины началось сероводородное заражение, что мешало развитию органической жизни: отложения этого времени бедны органическими остатками. В конце олигоцена на некоторое время ряд бассейнов Паратетиса обособились от открытого океана; вода в этих замкнутых бассейнах опреснилась. Позднее связь с океаном восстановилась. В раннем миоцене (около 22 млн лет назад) началась новая трансгрессия Мирового океана. Одновременно усилились тектонические движения. Осушилась часть Паннонского бассейна, поднялась из моря дуга Карпат.

Несколько позднее (20—19 млн лет назад) связь Средиземноморского бассейна с Индо-Тихоокеаиским прекратилась. На Ближнем и Среднем Востоке образовалось несколько замкнутых водоемов. Впервые установилась наземная связь между Евразией и Африкой. В то же время на западе соединение Средиземноморья с Атлан-

[22]

тикой сохранилось. Вследствие продолжавшегося поднятия осушился ряд бассейнов на западе Паратетиса (в частности, Богемский массив).

На протяжении раныего миоцена происходило общее похолодание. Это обстоятельство, а также установление сухопутных связей между Евразией и Африкой привели к значительному изменению животного мира. В Африке появились свиные (Suideae) и хищники, в Европе — креодонты и бовиды.

Приблизительно 17,5—16,8 млн лет назад в условиях, характеризующихся, с одной стороны, дальнейшим поднятием в районе Богемского массива, а с другой — рас-ширением морского бассейна в Паннонии, на территории Средней Европы отмечен новый пришелец — гоминоид- плиопитек (Pliopithecus vindobonensis), остатки которого обнаружены и в СССР.

Начало среднего миоцена (17—16 млн лет назад) сов-пало с крупной трансгрессией Паратетиса, проходившей на фоне продолжавшейся трансгрессии Мирового океана. Паратетис сообщался с Тетисом глубоким проливом в районе Северной Югославии. В свою очередь, восстановилась связь Восточного Средиземноморья с Ипдо-Пацификой. В Восточном Паратетисе существовал солоноводный Тарханский бассейн, соединявшийся как с Западным Паратетисом, так и с Восточным Средиземноморьем. Тарханский бассейн сменился Чокракским, еще более значительным по размерам. Воды этого бассейна были также солеными. Вначале Чокракский бассейн соединялся с Тетнсом, вскоре эта связь нарушилась. Позднее в пределах Паратетиса возник замкнутый Карагапский бассейн. Этот водоем был солоноводный, но вследствие его замкнутости соленость его резко отличалась от нормальной. На дне бассейна осаждался гипс. Связь же Центральноевропейского Паратетиса с Тетисом сохранялась. Продолжавшееся сухопутное соединение с Африкой привело к появлению в Европе новых групп приматов, в том числе рамапитеков и сивапитеков. Примерно 14 млн лет назад в области Восточного Паратетиса существовал Конкский бассейн, воды которого имели нормальную соленость. Восстановилась связь Восточного Паратетиса с западным, а также с Тетисом и с Индо-Пацификой. Проливы, видимо, были в Восточной Грузии, в районе Месопотамии и Аравийской платформы.

В верхнем миоцене (14—10 млн лет назад) связь Паратетиса с бассейнами Передней Азии прекратилась. Од-

[23]

новременно еще более стабилизировалась сухопутная связь Евразии и Африки. 13—10 млн лет назад в области Восточного Паратетиса располагалось обширное Сарматское море. Это был замкнутый бассейн, лишь местами соединявшийся с океаном. Основную часть его занимал Эвксино-Каспийский водоем, к нему причленялся Дакийский. В свою очередь, этот небольшой бассейн был связан узким проливом с обширным Паннонским водоемом, который позднее превратился в замкнутое озеро. В позднем сармате Эвксино-Каспийско-Дакийский бассейн сильно сократился в размерах и опреснился.

Приблизительно 12 млн лет назад на огромных пространствах Евразии и Северной Африки появились предки лошадей — гиппарионы. Это событие связывают с глобальной регрессией Мирового океана (есть точка зрения, согласно которой гиппарионы переселились из Северной Америки). В Тетисе происходила трансгрессия Тортонского бассейна. В период максимального подъема уровня Средиземное море ненадолго соединялось через проливы на севере Эгейского моря и Дарданеллы с Эвксинским бассейном.

Данные спорово-пыльцевого анализа и исследования фауны говорят о том, что климат Европы на протяжении тортонского времени был теплым и влажным. Большая часть обнаруженных костей животных принадлежит обитателям тропических и субтропических сильно заболоченных лесов (дриопитеки, носороги Шлейфмахера и др.). Более редкими были обитатели степей, в первую очередь гиппарионы.

Между тем в Восточном Паритетнее возник новый бассейн — Мэотис. Начальный его этап совпал с морской трансгрессией. Связь с Западным Средиземноморьем осуществлялась, видимо, через территорию Турции и Ирана. Позднее эта связь прекратилась и Мэотийский бассейн опреснился. Новый цикл развития Восточного Паратетиса совпал с возникновением Понтийского бассейна. Первоначально он состоял из нескольких соединенных между собой водоемов: Паннонского, Дакийского, Эгейского, Эвксинского, Каспийского. Он был связан со Средиземноморским бассейном проливами в районе Греции. На начальном этапе существования Понтийского бассейна климат был влажным и теплым, близким к субтропическому. По данным снорово-пыльцевого анализа, в Западной Грузии в то время росли пальмы, древовидные папоротники, лавровые деревья. Температура

[24]

июля была не меньше 20—25° С, а января +8... +10° С. Резкое похолодание и иссушение климата произошли в конце понтийского этапа. Исчезли субтропические леса; их место заняли травянистые ландшафты, переходящие на востоке в полупустыни. По оценкам палеоботаников, температуры января могли опускаться до —5...—10°С. Примерно 6 млн лет назад тектонические процессы привели к тому, что Средиземноморский бассейн отделился от Атлантического океана. Образовавшийся водоем получил название Мессинского. В этом замкнутом бассейне шло интенсивное накопление солей. Мощные слои соли и гипса были обнаружены глубоководным бурением и эхозондированием в различных частях бассейна, в основном в пределах глубоководных впадин. Это событие известно в истории Средиземного моря как мессинский кризис солености.

На протяжении этого этапа уровень моря значительно понизился (по оценкам специалистов, на 1—3 км). Причины регрессии неясны. Ряд геологов предполагают, что понижение вызвано химическими процессами, протекавшими одновременно с осаждением солей. На осушенной поверхности дна сформировался рельеф пустынного типа. Климатические условия в то время отличались повышенной аридностью во всех частях Средиземноморского бассейна. Вечнозеленые леса, существовавшие в ран- неноптийское время, сократились. Из животных широко распространились обитатели сухих саванн. Мессинский этап продолжался всего около 500 тыс. лет.

Примерно 5,4 млн лет назад в эвксинской зоне на смену Поитийскому бассейну пришло Киммерийское море, соединявшееся на западе с Дакийским. На юго-востоке Киммерийское море соединялось с Бабаджанским водоемом, занимавшим южную часть Каспийской впадины. Позднее Каспийский водоем полностью отделился от Эвксинского и превратился в замкнутый бассейн, известный геологам под названием Балахаыского. Этот бассейн заиимал наиболее пониженные районы Азербайджана и Западной Туркмении. Климат был достаточно теплым, спорово-пыльцевой анализ показывает, что берега Киммерийского моря были окружены субтропическими лесами и саваннами. По данным палеоботаников, в течение среднего этапа существования Киммерийского моря на территории Грузии росли субтропические леса, состоявшие из пальм, магнолий, лавра, фисташки, гинкго, папоротниковых деревьев. Средние температуры января состав-

[25]

Средиземноморский бассейн в тортоиское время, около 12 млн лет назад (Rogl, Steininger, 1983)

Средиземноморский бассейн в мессинскос время, 6—5,5 млн лет назад [Rogl, Steininger, 1983)

ляли не менее 18° С, а осадков выпадало не менее 2000 мм в год. Около 3,5 млн лет назад началось похолодание и аридизация климата, что сопровождалось глубокой регрессией Киммерийского бассейна.

В Средиземноморье вслед за мессинской регрессией около 5,4 млн лет назад началась мощная трансгрессия,

[26]

в результате восстановилась связь с океаном. Возникший морской бассейн получил название Занклийского. Он просуществовал вплоть до 3,5 млн лет назад. Его сменил бассейн, известный геологам под названием Пьяченца (или Плезанс). Переход к стадии Пьяченца совпал со значительным изменением в составе морской фауны: появились холодоустойчивые виды моллюсков. Этот же рубеж соответствует инверсии магнитного поля Земли — переходу от эпохи обратной полярности Гилберта к эпохе прямой намагниченности Гаусса.

Палеогеографические данные, полученные в разных частях Европы, свидетельствуют о том, что 3,4—3,2 млн лет назад произошла значительная перестройка природной среды. На юге Франции исчезли растения, развивавшиеся при круглогодичной влажности (в частности, таксодиевые). Их место заняли растения так называемого средиземноморского типа (фисташка, вечнозеленый дуб), которые хорошо переносят летние засухи. Как считают палеогеографы, именно в это время наступило общее похолодание и иссушение климата, в результате чего в Западном Средиземноморье возникли климатические условия, близкие к современным (с летними засухами).

По расчетам палеоботаников, 3,2 млн лет назад средние температуры января понизились до 5—10°, а 2,5 млн лет назад они составляли уже около 0° С. По-видимому, тогда же в Альпах сформировались первые ледники. Ледниковые отложения обнаружены в пределах Ломбардской низменности, которая в те времена была морским заливом.

Еще более значительное оледенение произошло спустя 1 млн лет. Общее похолодание климата отразилось на млекопитающих. Приблизительно 6—3 млн лет назад в Европе существовал так называемый руссильонский фаунистический комплекс, включавший овернского мастодонта и южного слона. Наряду с гиппарионами появились настоящие лошади, два вида носорогов, тапиры, бегемоты. Широко были представлены парнокопытные: газели, крупные антилопы, мунтжаки, косули, олени, свиньи, верблюды.

В эвксинской зоне с руссильонской фауной сопоставляется молдавский фаунистический комплекс. Палеоэкологическое исследование этого комплекса позволило заключить, что в то время климат в Причерноморье был теплее, чем сейчас: сухое и теплое лето и сравнительно влажная зима. Значительные пространства были заняты субтропическим лесом, но все же большую часть территории покрывала ра-

[27]

стительность типа саванны. Только на самом юге Причерноморской низменности раскинулись сухие степи. В составе животного мира преобладали слоны, однопалые лошади, верблюды, эласмотерии, приспособленные к питанию жесткой травой.

Приблизительно 2,9 млн лет назад в эвксинской зоне возник солоноводный бассейн — Куяльник, за время существования которого произошли две трансгрессии и одна регрессия. Климат стал более засушливым. В Западной Грузии в периоды потеплений в лесах преобладали дуб, бук, граб и субтропические растения, в периоды похолоданий — сосна.

1,6—1,1 млн лет назад в эвксинской зоне существовал Гурийский бассейн. Только в районе Западной Грузии и Приазовья этот водоем выходил за современные границы Черного и Азовского морей. На территории Западной Грузии сохранялись лиственные леса. Лишь в конце периода существования Гурийского водоема из состава лесов исчезли тропические папоротники.

Еще более отчетливые изменения в природной среде произошли 2,4 млн лет назад. В Западном Средиземноморье климат стал резко аридным. В то же время на севере Европейского континента началось сильное похолодание, распространившееся далеко на юг. Почти 1,8 млн лет назад в бассейне Средиземного моря возник новый водоем — Калабрийское море. В результате общего похолодания температура воды у северных берегов Италии с началом калабрийского этапа понизилась в летние месяцы с 23—25°до 15° С. Калабрийский этап характеризуется появлением холодолгобивых моллюсков. Исследования, проведенные в различных районах Средиземноморья, показали, что на протяжении этого этапа было несколько колебаний уровня моря. Так, в толще мергелей близ Ниццы прослеживаются признаки трех трансгрессий, чередовавшихся с регрессивными фазами.

Примерно 3,3 млн лет назад в бассейне Каспийского моря произошла трансгрессия, известная под названием акчагыльской. Специалисты пришли к выводу, что акчагыльских трансгрессий было две. Во время первой каспийские воды заливали Курипскую низменность и прогиб к северу от Копетдага в Туркмении. Обнаруженные в акчагыльских слоях бук, каштан, дзельква, секвойя, лавровишня ныне растут в странах с субтропическим климатом, с жарким и сухим летом и мягкой зимой.

Значительно большей по масштабу была вторая акча-

[28]

Средиземноморский бассейн в среднем плиоцене, 3,5—8 млн лет назад

гыльская трансгрессия. Каспийские воды дошли до Среднего Урала на северо-востоке и до современной долины Дуная на западе. Судя по палинологическим данным, климат в то время был влажным, остатки же фауны говорят скорее о том, что условия были засушливыми. По-видимому, климат несколько раз менялся, чередовались сухие и влажные фазы. Акчагыльский этап в истории Каспия завершился 1,2 млн лет назад.

На протяжении рассмотренных этапов в истории средиземных морей существенно изменялся животный мир прибрежных районов. Наиболее значительные перемены в составе наземной фауны связаны с образованием виллафранкского комплекса. Уточнение видового состава и хронологических рамок этого комплекса связано со многими трудностями. Палеозоологи называют следующие основные признаки комплекса: появление родов настоящих слонов (Elephas), быков (Lepthobos) и лошадей (Equus). По начальным буквам этих родов комплекс иногда называют группой Е—L—Е. Одновременно происходило вымирание мастодонтов и гиппарионов.

Большинство исследователей разделяют виллафранк на три отдела: нижний, средний и верхний. Отмечается большое сходство в составе фауны крупных животных между руссильоном и нижним виллафранком. Заметно отличается в связи с похолоданием климата фауна мелких

[29]

животных. Слои нижнего виллафранка датируются 3,5— 3 млн лет назад. Фауна крупных животных изменилась при переходе от нижнего к среднему виллафранку, соответствующему морским отложениям калабрия. На юге европейской части СССР нижнему и среднему виллафранку отвечает хапровский фаунистический комплекс. При переходе от предшествующего молдавского комплекса к хапровскому исчезли многие теплолюбивые животные: жирафы, тапиры, бегемоты, эласмотерии, амфиционы. Сократились ареалы мастодонтов.

Заканчивая раздел, попробуем сформулировать основные выводы относительно тенденций в эволюции природной среды в Средиземноморской области в кайнозое. Наибольшее значение имели два взаимосвязанных процесса — глобальное похолодание и воздымание грандиозных гор Альпийского пояса. На охлаждение Земли огромное влияние оказало отделение Антарктиды от Австралии и Южной Америки — далекий отголосок альпийского горообразования. С этих событий, происшедших около 30 млн лет назад, темп «всемирного похолодания» значительно возрос. Что касается интересующего нас региона, то на протяжении кайнозоя там сменяли друг друга морские бассейны: море то надвигалось на сушу, то отступало под натиском поднимавшихся с морского дна гор. При этом четко выявлялась закономерность: каждый последующий бассейн был несколько меньше предыдущего. Суша увеличивалась в размерах; возникали и укреплялись мосты, соединявшие континенты; по этим мостам мигрировали животные и растения.

В кайнозое одновременно с похолоданием шло постепенное иссушение климата. Наряду с плавными изменениями происходили кризисы, сопровождавшиеся резкой перестройкой природы. Так, около 12 млн лет назад климат резко изменился в сторону иссушения, вследствие чего на огромных пространствах Старого Света распространились стада древних лошадей — гиппарионов. Около 6 млн лет назад, когда в результате тектонических движений Средиземноморский бассейн отделился от океана, начался мессинский кризис солености, сопровождавшийся резкой аридизацией климата. Наконец, третий кризис отмечен в интервале 3,4—3,2 млн лет назад. Этот период ознаменовался самым существенным на протяжении кайнозоя похолоданием климата. В Альпах, так же как и во многих других горах умеренных широт, начали образовываться ледники. Животный мир и растительность все в большей

[30]

мере приобретали современные черты. Пройдет еще несколько тысячелетий, и на берегах Средиземноморья появится человек. С этого времени начнется его эра.

[31]

Цитируется по изд.: Долуханов П.М. История средиземных морей. М., 1988, с. 7-31.