Проявления молодой тектонической активности Таманского региона

До начала плиоцена территория Таманского полуострова оставалась обла­стью морского осадконакопления, и лишь плиоценовая складчатость с проявле­ниями глиняного диапиризма привела к оформлению антиклинальных подня­тий, между и рядом с которыми в середине и конце плиоцена накапливались речные и прибрежно-морские пески позднего киммерия и куяльника.

На фоне развития этих структурных форм происходили упомянутые выше неоднократные эвстатические колебания уровня моря, связанные с глобальны­ми климатическими изменениями. В регрессивные фазы связь со Средиземным морем прерывалась, бассейн опреснялся, и русла северных рек продолжались более или менее далеко на современный шельф. В частности, осушалось Азов­ское море, и аллювиальные фации русла Дона обнаружены в Керченском про­ливе [Федоров, 1977; Щербаков и др., 1977]. В целом климатическо-эвстатиче- ские колебания фиксируются в лиманах и Керченском проливе чередованием морских фаций с аллювиальными и субаэральными, а на склонах поднятий и седловинах между ними - чередованием лёссовидных суглинков и супесей с по­гребёнными почвами. Система современных лиманов в значительной мере на­следует дельту Кубани, разделявшуюся на несколько рукавов, впадавших глав­ным образом в Чёрное море и Керченский пролив.

Если отвлечься от грязевулканических построек, некоторые поднятия дос­тигают 100-метровой высоты (до 126 м на горе Зеленской). Мощность субаэ­ральных суглинков и супесей на сводах поднятий уменьшается до первых мет­ров по сравнению с их крыльями и соседними седловинами, где она обычно пре­вышает 10 м и иногда достигает 15-20 м. Такое сокращение до 1-3 м отмечено, например, вблизи мысов Каменного и Панагия, где выходят сложно дислоциро­

ванные комплексы пород миоцена. При этом уменьшается полнота разрезов субаэральных отложений и, в частности, количество погребённых почвенных горизонтов. Очевидно, поднятия росли в течение плейстоцена. На дне современ­ных лиманов, Таманского, Бугазско-Кизилташского и Витязевского, зафикси­рованы погруженные на десятки метров прибрежно-морские фации чаудинско- го и древнеэвксинского комплексов, формировавшихся в эпохи, когда уровень моря был близок к современному [Островский и др., 1977]. Это указывает на столь же длительное погружение лиманов и позволяет оценить общую ампли­туду плейстоценовых вертикальных движений в пределах Таманского полуост­рова в 150-200 м.

Более точно об интенсивности плейстоценовых и голоценовых движений можно было бы судить по изменению высотного положения отдельных репе­ров - древних береговых линий раннего и позднего плейстоцена, маркируемых прибрежно-морскими отложениями чаудинского (верхнечаудинского) и каран- гатского комплексов, и береговых античных поселений и сооружений. К сожа­лению, сведения о них не дают полной картины.

На северном, азовском, побережье полуострова сохранились фрагменты ча- удинской террасы, наиболее известные и подробно описанные вблизи мыса Пе­кла в точке 45°26,06'с.ш., 36°54,90'в.д. Здесь на высоте 37 м над уровнем моря на размытой поверхности дислоцированных миоценовых глин несогласно зале­гает пачка песков с линзовидным прослоем (0,4 м) галечника в основании.

Юго-восточнее, вблизи пос. «За Родину» чаудинской считается 40-метровая береговая терраса. Но в ней чаудинские слои залегают существенно ниже, чем возле мыса Пекла, поскольку погребены под толщей субаэральных суглинков, которая, судя по береговым обрывам, имеет мощность до 20 м. К северо-западу от мыса Пекла подошва чаудинских слоёв повышается сначала до 40-45 м, а се­веро-западнее, на мысе Каменном, на высоте около 70 м чаудинские слои мощ­ностью 5,6 м перекрывают с резким угловым несогласием миоценовые глины с пластами мергеля и известняка, наклонёнными на ССВ под углом 60°. Эти гли­ны слагают крутую восточную периклиналь антиклинали, протягивающейся (с небольшим погружением оси) вдоль берега к мысу Ахиллеон.

Северное крыло антиклинали обрезано береговым уступом. Чаудинские слои представлены серыми и рыжевато-серыми песками, нередко косослои­стыми. В основании залегает конгломерато-брекчия мощностью 0,2-0,4 м (до 0,9 м в карманах). Пески перекрыты покровными супесями и суглинками (до 3 м), нижняя часть которых является продуктом перемыва и выветривания ча­удинских слоев. Западнее, с приближением к мысу Ахиллеон и на самом мы­су, подошва чаудинских слоев опускается до 55-60 м. Они залегают на подсти­лающих породах миоцена с резким несогласием и имеют мощность до 7 м. Это параллельно, прослоями косо или волнисто слоистые пески, в нижней части уплотнённые до рыхлых песчаников и содержащие рассеянную гальку.

конгломерато-брекчии. Юго-западнее мыса подошва чаудинских слоёв посте­пенно понижается до 30 м, затем 25 м и, наконец, 22-23 м вблизи северной ок­раины пос. Ильич. В этом же направлении сокращается их мощность - от 8 до 6,5 и 4,^zl∙ м. Мощность перекрывающих субаэральных в значительной

мере представляющих собой продукт переработки чаудинских песков, не пре­вышает 1,5 м.

Таким образом, в северной части Таманского полуострова подошва чаудин- ского комплекса мощностью до 8 м погружается с севера на юг (и вдоль запад­ного побережья к пос. Ильич, и вдоль северо-восточного побережья к пос. «За Родину» и Пересыпи) от 60-70 м до 20-25 м (см. рис. 190). Она занимает наивы­сшее положение в ядре антиклинали, выраженной в рельефе поднятием. Её по­нижение в южных румбах совпадает с общим моноклинальным понижением по­верхности, занимающей самое низкое положение вдоль оси, протягивающейся от Динского залива к северному краю Ахтанизовского лимана. Можно полагать поэтому, что современный рельеф этой части полуострова отражает послечау- динскую деформацию поверхности.

Рис. 190. Неотектоническая карта Таманского полуострова с элементами палеогеографии конца I тысячелетия до н.э. (составил В.Г. Трифонов)

1- изолинии четвертичного поднятия суши, м; 2 - зона Южно-Азовского разлома; 3 - прочие актив­ные разломы; 4- грязевые вулканы и гидровулканы; 5 - пойма р.Кубани и одновозрастные ей голоцено­вые отложения; 6 - современные протоки и сохранившиеся реликты древних проток Кубани; 7 - прото­ки Кубани античного времени, ныне пересохшие; 8- акватории; 9 - крупнейшие античные поселения; 10- современные поселения.

Буквы на карте (античные поселения и культовые сооружения): Ак - Акра, Ал - святилище Ахил­ла, Ап - Апатур (святилище Афродиты Урании у Синей балки), Ах - Ахиллей, Гл - поселение в стани­це Голубицкой, Гр - Гермонасса в пос.

Цифры на карте. 1-4 - лиманы: 1 - Ахтанизовский, 2 - Бугазский, 3 - Витязевский, 4 - Кизилташ- ский; 5 - Динский залив; 6-16 - современные населенные пункты: 6 - с.Батарейка, 7 - пос. Белый, 8 - станица Благовещенская, 9 - с. Гаркуша, 10 - с. Джигинка, 11 - пос. За Родину, 12 - пос. Ильич, 13 - пос. Приморский, 14 - станица Сенная, 15 - станица Старотитаровская, 16 - г.Темрюк; 17-20 - горы: 17 - Бо- юр-Гора (113 м), 18 - Горелая (103 м), 19 - Зеленская (126 м), 20 - Комендантская (164 м); 21 - оз. Соле­ное; 22 - оз. Яновского (пересохшее); 23-29 - береговые мысы: 23 - Ахиллеон, 24 - Каменный, 25 - Крот- кова, 26 - Малый Кут, 27 - Панагия, 28 - Пекла, 29 - Тузла; 30 - коса Чушка; 31, 32 - разломы; 31 - За- падно-Уташский, 32 - Правдинский

Fig. 190. Neotectonic map of the Taman peninsula with elements of its paleogeography at the end of I millenium ВС (compiled by V.G. Trifonov)

1 - isolines of the Quaternary uplift, m; 2 - zone of the- South Azov fault; 3 - other active faults; 4 - mud vol­canoes and hydro-volcanoes; 5 - flat of the Kuban River and correlated Holocene deposits; 6 - recent channels and relics of old channels of the Kuban River; 7 - dry ancient channels of the Kuban River; 8 - aquatoria; 9 - major antique settlements and sacred buildings; 10 - recent settlements

Letters in the map (antique settlements and sacred buildings): Ак - Acra, Ал - Temple of Achilleus, An - Apatur (Temple of Aphrodita Urania near Sinyaya Balka), Ax - Achilleum, Гл - settlement in village of Golubitskaya, Гр - Hermonassa in town of Taman, Km - Kimmerium (?) in village of Kuchugury, Kn - Kepy, Kp - Corocondama, Mp - Mirmekium in village of Voikovo, Нм - Nympheum in village of Heroevskoye, Пн - Panticapeum in town of Kerch, Пр - Porphmium, Пт - Patreum, Тм - Tiramba in village of Peresyp, Tp - Tiritaka in village of Arshmtsevo, Фн - Phanagoria.

Numerals in the map. 1 - Akhtanizovsky Bay; 2 - Bugazsky Bay; 3 - Vityazevsky Bay; 4 - Kiziltashsky Bay; 5 - Dinsky Gulf; 6-16 - recent settlements: 6 - village of Batareika, 7 - village of Belyi, 8 - village of Blagoveshchenskaya, 9 - village of Garkusha. 10 - village of Djighinka, 11 - village of Za Rodinu, 12 - village of Il'ich, 13 - village of Primorsky, 14 - village of Sennaya, 15 - village of Starotitarovskaya, 16 - town of Temryuk; 17-20 - mountains: 17 - Boyur-Gora (113 m), 18 - Gorelaya (103 m), 19 - Zelenskaya (126 m), 20 - Comendantskaya (164 m); 21 - Solyonoye Lake; 22 - Lake of Yanovskogo (dry); 23 - Achilleon Cape; 24 - Kamenny Cape; 25 - Cape of Krotkov; 26 - Maly Kut Cape; 27 - Panagiya Cape; 28 - Pekla Cape; 29 - Tuzla Cape; 30 - Chushka Spit; 31 - Western Utash fault; 32 - Pravdinsky fault

Далее к югу сведения о залегании чаудинского комплекса весьма отрывоч­ны. В урочище Малый Кут на берегу Керченского пролива между Динским и Таманским заливами кровля песчано-глинистых аллювиально-морских чаудин- ских отложений находится на высоте 10 м, а их мощность измеряется первыми метрами [Арсланов и др., 1983]. Это местонахождение находится на западном продолжении антиклинального поднятия с нижне- и среднемиоценовыми отло­жениями в ядре. Высота гряды (без грязевулканических построек) достигает не­скольких десятков метров, и остается неясным, отражает ли положение чаудин- ских слоев в разрезе «Малый Кут» их некоторое понижение на склоне Керчен­ского прогиба или поднятие гряды произошло в значительной мере до их нако­пления.

В Таманском заливе между Малым Кутом и мысом Тузла чаудинские слои погружены до 45 м [Островский и др., 1977]. Примерно в 1 км южнее мыса Туз­ла в 3,1-3,2 м выше уровня моря на размытой поверхности киммерийских глин без видимого несогласия залегают линзовидно переслаивающиеся конгломера­ты и песчаники с чаудинской (?) фауной моллюсков (2,3 м). Они сменяются кверху алевритом с нечёткой горизонтальной слоистостью (около 4,5 м), кото­рый Х.А. Арсланов и его коллеги [1983] рассматривают как лагунную фацию чаудинского комплекса. Выше залегают покровные суглинки мощностью до 7 м. Этот гипсометрический уровень выхода чаудинских слоёв существенно ус­тупает высоте антиклинальных поднятий южной «лопасти» Таманского полу­острова, имеющих сейчас высоту до 113 м (Бояр-Гора) и 126 м (гора Зеленская) и, вероятно, выступавших в чаудинское время над уровнем моря.

В южной части полуострова чаудинский комплекс неизвестен, хотя можно допустить его пока не установленное присутствие среди выходов верхнекимме­рийских и куяльникских песков, например, между горой Круглой и с. Веселов- ка. Юго-восточнее чаудинские слои выделены под дном Бугаз-Кизилташского и Витязевского лиманов на глубинах до 110 м [Островский и др., 1977]. Эти две впадины разделены поднятием станицы Благовещенская.

Таким образом, современное залегание чаудинских слоев изменяется в пре­делах Таманского полуострова и соседних лиманов примерно на 190 м, что мож­но приписать вертикальной составляющей послечаудинских (послебакинских) тектонических движений. Они привели к дальнейшему росту ранее заложенных антиклинальных поднятий и синклинальных впадин-лиманов. Наибольшее воз- дымание в течение этих 350-400 тыс. лет испытало азовское побережье, осо­бенно антиклиналь между мысами Каменный и Ахиллеон.

Карангатские отложения начала позднего плейстоцена на азовском побере­жье полуострова неизвестны. Самым северным является разрез между основа­нием косы Чушка и мысом Ахиллеон - в той части побережья, где подошва ча­удинских слоев находится на высотах 22-25 м над уровнем моря (см. рис. 190). Здесь в них и в перекрывающие покровные суглинки вложена серия морских террас: древнеэвксинская с высотой цоколя 14 м, карангатская с высотой цоко­ля 6-7м и предположительно раннехвалынская с высотой цоколя от 0 до 2,5 м [Арсланов и др., 1983]. Карангатские слои (1,5 м) представлены прибрежно­морской фацией - ожелезненным ракушником с характерной фауной средизем­номорского типа и прослоями глинистого песка.

Следующими к югу являются береговые разрезы, обнажающиеся на запа­де небольшого полуострова, отделяющего Динский залив от Керченского прогиба, и немного южнее — в ур. Малый Кут на западной оконечности север­ной «лопасти» Таманского полуострова северо-западнее грязевого вулкана сопки Горелая. На северо-западе упомянутого небольшого полуострова

(45°20,07'с.ш., 36°46,95'в.д.) разрез прибрежно-морских отложений мощно­стью 5 м, относимый нами к карангату, вскрыт над прибрежной песчаной осы­пью высотой до 1,5 м. Он представлен серыми и рыжевато-серыми песками, в нижней части косослоистыми, переходящими кверху в бурую супесь. Пески и супесь содержат многочисленную фауну моллюсков. Выше залегает около 5 м покровных супесей.

Чуть южнее, где на полуострове сохранилась часть небольшой антиклина­ли с сарматскими глинами в ядре (45°19,81'с.ш., 36'47,11 ' в.д.), подошва каран- гатских (?) слоёв залегает на их размытой поверхности на высоте 7-8 м от уров­ня моря. Это слоистая супесь, переходящая кверху в песок с линзами ракушни­ка; суммарная мощность - 4,8 м. Вышележащие покровные супеси и суглинки сокращены в мощности до 2 м. Далее к югу, в пределах широкой синклинали, вероятно, сложенной плиоценовыми песками, подошва карангатских слоёв по­нижается до 0—1,5 м над уровнем моря. Здесь, в урочище Малый Кут, карангат- ские пески и ракушники (1-1,5 м) вложены в чаудинские слои. Фауна моллюсков сходна с разрезом между косой Чушка и мысом Ахиллеон. U/Th датирование ка­рангатских раковин дало возраст около 115 ± 3,1 тыс. лет [Арсланов и др., 1983].

Лагунные фации карангата обнаружены на берегах Динского залива (см. рис. 190). На восточном берегу полуострова, ограничивающего залив с запада, в обрыве террасы высотой 6,3 м снизу вверх непосредственно от уреза воды об­нажаются (45°22,00'с.ш., 36°47,31'в.д.):

1. Слабо глинистый серый песок, линзами обогащённый раковинами моллю­сков. Отсюда определены многочисленные Monodacna caspia Eichw., Didacna cf. ultima Popov, Dreissena polymorpha Pallas, редко Dr. (Pontodreissena) rostri- formis Desh. Присутствуют Viviparus fasciatus Mull., Unio pictorum (L.), Crassiana crassa (Phil.), Corbicula fluminolis Mull. 1,2 m.

2. Линзовидный прослой рыжего глинистого песка с уплощёнными по слоисто­сти карбонатными конкрециями. 0,15^0,2 м.

3. Чередование тонких горизонтальных прослоев серого и рыжего песка, в раз­ной степени глинистого. 0,8 м.

4. Палево-серый песок с горизонтально ориентированными скоплениями рако­вин моллюсков. Из нижней части слоя, где остатков раковин больше, опреде­лены те же виды, что в слое 1, но количество пресноводных форм, особенно Viviparus fasciatus Mull., существенно возрастает. 1,6 м.

5. Бурый песок, в значительной мере представляющий собой результат субаэ­рального выветривания и переотложения слоев 1-4; вверху переходит в пес­чанистую почву. 2,5 м.

А.Л. Чепалыга, изучивший и определивший моллюсков из слоёв 1 и 4, по­считал их типичными для солоновато-водной лагунной фации с притоком пре­сных вод, особенно заметным в слое 4. Вероятно, в лагуну впадала река (одна из проток пра-Кубани). Присутствие теплолюбивой Corbicula fluminolis Mull., ны­не обитающей южнее, делает наиболее вероятным карангатский возраст слоев.

На северном берегу Динского залива южнее и западнее с. Батарейка в бере­говом обрыве непосредственно от уреза воды вскрыты горизонтально слоистые бурые пески и песчанистые глины мощностью до 3,5 м, по облику сходные с предыдущим разрезом, но лишённые фаунистических остатков. Мы их предпо­ложительно интерпретируем как их стратиграфический и фациальный аналог. Выше глинистого песка залегает светло-бурая супесь с нечёткой горизонталь­ной слоистостью мощностью около 2 м. Она содержит в верхней части выдер­жанный прослой (5 см) диатомита. Выше залегают покровные суглинки и супе­

си мощностью до 3,8 м. Можно допустить, что верхняя супесь с диатомитом от­ражает заключительную стадию карангатской лагуны, когда климат стал более прохладным и влажным [Арсланов и др., 1983] (см. ниже). При выдержанной мощности и, по-видимому, первичном горизонтальном залегании слоёв описан­ного разреза, они испытали слабый последующий антиклинальный изгиб амп­литудой до 2 м.

Лагунная фация карангата представлена и на мысе Кроткова [Арсланов и др., 1983], расположенном на южном берегу Таманского залива в его западной части. Карангатские слои, залегающие на размытой поверхности мшанковых известняков мэотиса, представлены горизонтально слоистыми глинами мощно­стью 5,5-6 м. Среди содержащихся в них моллюсков присутствуют карангат­ские формы как средиземноморского типа, так и характерные для опреснённо­го водоёма. Палинологическое изучение показало переход снизу вверх по раз­резу от растительности степи и лесостепи к хвойным лесам в результате похо­лодания и увеличения влажности. U/Th возраст раковин - около 95-100 тыс. лет.

В описанном разрезе карангатские слои залегают в крыле антиклинали, протягивающейся от мыса Кроткова к мысу Тузла, на высоте до 6 м над уров­нем моря. С удалением от антиклинали их подошва понижается и скрывается под водами залива. На северном берегу Таманского залива, чуть восточнее с. Гаркуша в обрыве береговой террасы, понижающейся к востоку от 6,8 до 5,9 м над уровнем моря, под покровными суглинками (около 5,5 м) вскрывается бурая глина с нечёткой горизонтальной слоистостью видимой мощностью до 1-1,3 м, возможно, также представляющая лагунную фацию карангата.

На мысе Тузла (западная оконечность южной лопасти Таманского полуост­рова на берегу Керченского пролива) карангатские слои субгоризонтально за­легают на размытой поверхности сарматских глин с прослоями ракушника и мергеля, наклонёнными на ЮЮВ под углом 35°. Высота цоколя - 3-3,5 м. Ка- рангат представлен серыми песками, преимущественно горизонтально слоисты­ми и содержащими в нижней части (до 0,3 м) уплощённую гальку, ориентиро­ванную по слоистости, а выше - рассеянные обломки раковин. В 1,7-2,5 м от ос­нования выделяется линзовидный пласт (0,4-1 м) песка, местами косослоистого, обогащённого раковинами и переходящего в ракушник. Среди моллюсков из песков и ракушника много средиземноморских форм, в том числе довольно со- лонолюбивых. Общая мощность карангатских слоев 3-4м. Выше залегают светлобурые супеси и суглинки (1,5-1,7 м) с нечёткой горизонтальной слоисто­стью, возможно, представляющие заключительный этап развития водоёма, от­личающийся некоторым похолоданием. Выше залегают бурые лёссовидные суглинки, переходящие вверху в современную почву; 7 м.

Северо-восточнее мыса Тузла на протяжении 300 м поверхность цоколя прослеживается на высоте около 3 м, а затем цоколь и карангатские слои сре­заются береговым уступом, к которому прислонена низкая песчаная голоце­новая (?) терраса высотой до 1,5 м, к северу постепенно переходящая в отме- лый песчаный пляж. Юго-восточнее мыса Тузла глины цоколя несколько вы- полаживаются, сохраняя южное падение. С удалением от мыса, т.е. ядра анти­клинали, на протяжении 400 м поверхность цоколя понижается до уреза воды, а ещё через несколько сотен метров скрываются под уровнем моря и каран­гатские слои. При этом мощность покровных суглинков немного нарастает. Южнее и юго-восточнее на побережьях полуострова карангатские отложения неизвестны.

Ограниченные данные о распространении карангатских отложений на Та­манском полуострове позволяют предполагать, что тектоническая и палеогео­

графическая обстановка тогда была близка к голоценовой. Фации открытого моря с солонолюбивой фауной были распространены по берегам Керченского пролива, тогда как современные заливы, Динский и Таманский, и в то время бы­ли лиманами - затопленной дельтой пра-Кубани, куда поступали её пресные во­ды. Поверхность цоколя карангатских отложений повышается до 6т-7 м (т.е. предполагаемого среднего уровня карангатского моря), а кровля - до 8-12 м в присводовых частях плиоценовых антиклиналей, выраженных в четвертичной структуре пологими поднятиями. Но карангатские слои понижаются до уровня моря и ниже в соседних плоских депрессиях, в частности, на берегах современ­ных лиманов. Там, где эти слои обнажены, их подошва обычно находится под водой, а кровля не поднимается выше 4-6 м. При прослеживании таких выходов вдоль берега видно, как карангатские слои погружаются под уровень моря, и не­посредственно от воды береговые обрывы сложены более молодыми покров­ными суглинками. Очевидно, карангатские отложения испытали последующее тектоническое опускание.

Показательно, что поверхность предкарангатского цоколя повышается до 6-7 м, а кровля - по меньшей мере до 8 м в береговом разрезе севернее косы Чушка (возле пос. Ильич), где по гипсометрическому положению чаудинских слоёв фиксируется моноклинальное воздымание поверхности к расположенно­му севернее поднятию мысов Каменный и Ахиллеон, наследующему плиоцено­вую антиклиналь. Можно полагать поэтому, что на склоне этого поднятия мор­ские карангатские отложения, если бы они сохранились, оказались бы выше, чем возле пос. Ильич.

О такой тенденции - повышении современного гипсометрического положе­ния выходов карангатских отложений к азовскому побережью свидетельствуют систематизированные А.А. Никоновым [1994] данные по соседнему Керченско­му полуострову. На его азовском побережье (мысы Казантип и Хрони, разрез возле Чокракского озера) кровля карангатских слоёв поднята до 7-12 м над уровнем моря. В частности, на севере мыса Казантип она находится в 7 м выше уровня, а подошва скрыта под водой на первые метры. К югу кровля этих сло­ёв понижается и на берегах Акташского озера находится на глубинах до 10 м. Примерно до таких же или чуть больших глубин она опускается в соседних с Ка- зантипским полуостровом заливах, в частности, в западном заливе и основании Арабатской стрелки. На южном побережье Керченского полуострова кровля карангатских отложений местами погружена ниже уровня моря, а местами на­ходится на отметках до +6 м.

Подобным же образом изменяется гипсометрическое положение выходов карангатских слоёв на берегах Керченского пролива, повышаясь на пересече­нии локальных четвертичных поднятий. В таком относительно поднятом поло­жении находится стратотипический разрез Эльтигена [Арсланов и др., 1983; Dodonov et al., 2000]. Он перекрывает сарматские глины на высоте от 0 до 3 м над уровнем моря и, в свою очередь, перекрыт субаэральными суглинками мощ­ностью до 7-8 м. Карангатские отложения разделяются на три комплекса, из которых два нижних (мощностью 2-3 м и 3-5 м) распространены локально, а верхний (до 9 м) - более широко. Нижний комплекс сложен глиной с линзами ракушника; фауна моллюсков указывает на возрастание солёности почти до нормальной вверх по разрезу. Два верхних комплекса представлены песком и ракушником с мелкими биогермами. Солёность бассейна при их формировании была близка к нормальной. Уточнённый U/Th возраст нижнего комплекса - 127 ± 8,9 тыс. лет (LU-4202), среднего - 107 ± 7,7 тыс. лет (LU-4203). Кровля ка­рангатских слоев не поднимается выше 10 м над уровнем моря.

Интересны соотношения высотного положения карангатских отложений на Керченском полуострове и в прибрежных частях соседних акваторий [Никонов, 1994]. На черноморском побережье карангатские слои, по-видимому, плавно погружаются под уровень моря и вблизи берега их кровля находится на глуби­нах от 5 до 12 м. Близ азовского побережья севернее мыса Казантип карангат­ские отложения на протяжении первых километров погружаются до глубин 21-25 м и чуть севернее - до 40 м. Столь быстрое их погружение, вероятно, свя­зано с подвижками в зоне Южно-Азовского разлома, выделенной геофизиче­скими методами по смещению кровли майкопских глин и нижележащих слоев [Герасимов и др., 1978; Плахотный и др., 1989]. Разлом прослежен на восток вдоль берега Таманского полуострова до г. Темрюка. С контрастными движе­ниями в зоне разлома может быть связано отмеченное выше аномально высо­кое положение чаудинских слоёв на мысе Каменном.

В Керченском проливе карангатские отложения погружены до глубин 40-50 м [Федоров, 1977; Щербаков и др., 1977]. По мнению А.А. Никонова [1994], столь значительную их глубину лишь отчасти можно объяснить сущест­вованием более ранней аллювиальной долины, поскольку карангатские слои пролива представлены прибрежно-морскими фациями, формировавшимися вблизи береговой линии. А.А. Никонов отмечает вариации величины погруже­ния их кровли. В северной части пролива, на продолжении поднятия мысов Ка­менный и Ахиллеон, она составляет 18-30 м [Федоров, 1977]. В центральной ча­сти косы Чушка глубина определена в 12-19 м, а к северо-западу от неё увели­чивается до 50 м. Северо-западнее мыса Тузла, т.е. на продолжении южной ча­сти депрессии Таманского залива она достигает 40-47 м, а южнее, на шельфе Чёрного моря, уменьшается до 29-36 м.

Вероятно, варьирующее по величине погружение карангатских отложе­ний в проливе определяется сочетанием трёх факторов. Во-первых, это моло­дое грабенообразное погружение по Правдинскому и другим поперечным раз­ломам Керченско-Таманской складчатой области; во-вторых, докарангатский депрессионный рельеф, возникший при формировании русла пра-Дона в той же грабенообразной структуре на более ранней стадии развития; в-третьих, относительное движение продольных поднятий и депрессий Керченско-Та­манской области.

Размах колебаний современного высотного положения прибрежно-морских и лагунных карангатских отложений на Таманском полуострове и в соседних ак­ваториях, которые можно было бы посчитать результатом послекарангатских вертикальных перемещений, не превышает 40 м, возможно, 50-60 м. Это даёт примерно такую же максимальную скорость движений, что и смещения чаудин- ского уровня - до 0,5 мм/год. При такой скорости перемещения исторического времени не должны были бы в среднем превысить 1-1,5 м. Однако из-за нерав­номерности перемещений в пространстве и во времени они могли в отдельных участках дать ощутимый результат. Оценить его позволяет анализ современно­го положения античных поселений, густо покрывших Таманский полуостров в эпоху фанагорийской регрессии (см. рис. 190).

Крупнейшим городом была Фанагория. Она располагалась на южном бере­гу Таманского залива западнее юго-западного окончания современной станицы Сенной. Сейчас остатки города охватывают участок побережья длиной в 2 км и шириной до 0,7 км. Ещё до трети поселения находится под водами залива. Мно­гочисленные остатки античной керамики южнее города - до подножий широт­но удлинённой возвышенности с вершинами до 60 м, позволяют предполагать, что город окружали поселения сельского типа. Он располагался на двух при­

брежных террасах - высотой 5-10 м и 20-25 м. Верхняя терраса имеет цоколь, сложенный киммерийскими (плиоцен) отложениями. Нижняя терраса, по край­ней мере, в черте города целиком аккумулятивна и сложена культурными слоя­ми, нижние из которых уходят под воды Таманского залива. В его пределах се­верной границей города могут быть гряды камней (остатки разрушенных стен?), удалённые от берега на 220-240 м [Блаватский, 1961]. Граница террас в пределах города, западнее и восточнее, до окраин станицы Сенной прямолиней­на и совпадает с флексурой, в пределах которой верхнекиммерийские пески и глины, рядом залегающие полого, наклонены на север под углами 25-35°.

Подобное деление на «верхний» и «нижний» город существовало и в других крупных поселениях Таманского залива: Кепах на северном окончании ст. Сен­ной, Гермонассе в г. Тамани и Патрее возле с. Гаркуша. Цепь крепостей с при­мыкавшими к ним поселениями протягивалась вдоль Керченского пролива. Это Корокондама севернее мыса Тузла, крепости и поселения в районе Малого Ку­та и большое поселение с крепостью на северной окраине пос. Ильич, возмож­но, соответствующее античному Ахиллею (см. рис. 190). На азовском побере­жье известны поселения в пос. Кучугуры (античный Киммерий?), возле с. Пере­сыпь (античная Тирамба) и в ст. Голубицкая. Кроме перечисленных, в разных частях полуострова обнаружены остатки небольших крепостей, оборонитель­ных валов, дорог и сельских поселений разного достатка и хозяйственной ори­ентации. Цепочка таких поселений протягивалась, например, вдоль южного бе­рега полуострова южнее оз. Солёное. Среди культовых сооружений наиболь­шей известностью пользуется храмовый комплекс Афродиты Урании у Синей Балки (западнее пос. «За Родину»). Упомянем также святилище Ахилла в юж­ной части косы Чушка.

При оценке амплитуд изменения древней береговой линии по положению античных сооружений следует учитывать оползневые процессы, весьма интен­сивные на многих побережьях Таманского полуострова. Из-за них целые блоки прибрежных террас могли сползти под воду, сохранив взаимное расположение находившихся на них археологических объектов и создав, тем самым, совер­шенно неверное представление об амплитуде тектонического погружения или эвстатического подъёма уровня моря. Следы такого оползания, охватившего сельские поселения с античной керамикой, видны на южном побережье полу­острова. Оползанию здесь способствует залегание верхнекиммерийских и ку- яльникских водоносных песков на глиняном водоупоре. Вблизи мыса Малый Кут (45°19,81'с.ш.; 36°47,11'в.д.) также оползла часть поселения, расположен­ного наверху прибрежного обрыва высотой 13,5 м.

Подобная ситуация наблюдается и в Гермонассе. Сохранившиеся остатки античных построек расположены здесь на террасе, и подошва античных слоев находится в 10 м выше уровня моря. Часть раскопанных сооружений охвачена трещинами и в ближайшее время может обрушиться в залив вслед за сооруже­ниями, сползшими ранее. В то же время на дне залива, на глубинах до 3,5-4 м, подводными наблюдениями обнаружены не только скопления античной кера­мики, но и каменные развалы, которые могут быть остатками строений и кре­постных стен [Блаватский, 1958]. Остаётся неясным, в какой мере эти подвод­ные объекты располагаются in situ, а в какой оползли сверху.

Относительно надёжные данные получены по Фанагории, Патрею и Кепам, где следы оползания отсутствуют или минимальны. В Патрее и Кепах целиком, а в Фанагории в значительной мере «нижний город» сейчас находится под вода­ми залива. В наземной части Кеп культурные слои с зольными горизонтами на­чинаются в 0,9 м выше уровня моря. «Нижний город» занимает мелководье пло­

щадью до 8-9 га [Сокольский, 1963]. В Фанагории и Патрее остатки сооруже­ний и скопления керамики V-II вв. до н.э. прослежены до глубин 3,5-4 м (см. раздел 7.2.1), что, при условии возведения построек не ниже 1-1,5 м над уровнем моря (защита от штормовых и нагонных вод), даёт величину регрессии около 5 м. С этим согласуется положение и глубина наиболее удалённого от берега ко­лодца III в. до н.э. в Патрее, соответствующие уровню моря, как минимум, на 4,5 м нюке современного.

Сходные проявления позднейшего затопления установлены по берегам Керченского пролива, где колонны святилища Ахилла в южной части косы Чушка прослежены до глубин около 3 м, а руины стен Корокондамы - более 2 м [Никонов, 1998]. Оценки падения уровня моря, которые могут быть сделаны на основе этих фактов с учётом неточности определений и неопределённости ин­терпретации, соответствуют предполагаемой эвстатической составляющей ве­личины фанагорийской регрессии, что исключает проявления вертикальных те­ктонических движений, выходящие за пределы возможных ошибок.

Иначе обстоит дело на азовском побережье полуострова. Поселение в Ку­чугурах (Киммерий?), существовавшее уже в IV в. до н.э., расположено на мор­ской террасе высотой 9,5 м. Её нижние 6,5 м сложены бурыми делювиальными суглинками и супесями, выше которых залегают слоистые пески, в разной сте­пени глинистые. В центре поселения целиком, а на краях лишь в верхней части пески представляют собой культурные слои с обломками античной керамики. Погруженные в море части поселения неизвестны. Поселение возле с. Пере­сыпь, отождествляемое с античной Тирамбой, существовало с IV в. до н.э. по ПІ в. н.э. [Воронов, Михайлова, 1983]. От разрушения сохранилась лишь его часть, расположенная у края невысокой прибрежной террасы, сложенной по­кровными суглинками и подвергающейся интенсивной абразии и оползанию.

Северо-западнее г. Темрюка в центре станицы Голубицкая выделяются два холма высотой до 15-20 м, восточный из которых во второй половине XVIII в. был русской земляной крепостью. Между холмами находится короткая балка, занятая современной дорогой. Она спускается на север к узкому плоскому пони­жению, некогда представлявшему собой западный рукав Темрюкского залива, отделённый от моря косой. Сейчас он осушился, и его дно поднято нц десятки сантиметров над уровнем моря. От рукава сохранились лишь отдельные бочаги, ближайший из которых расположен в 250 км восточнее балки.

Оба холма являются остатками обширного городища, существовавшего с эллинистических времен до позднего средневековья [Воронов, Михайлова, 1983]. Древнейшие культурные слои содержат античную керамику, а также ско­пления раковин и рыбьих костей, указывающие на важную роль морских про­мыслов в хозяйственном деятельности обитателей. Поскольку культурные слои в балке находятся ниже материковой глины на соседних холмах, очевидно, что спуск к рукаву существовал уже в то время. Вероятно, он был дорогой к гавани, располагавшейся в самой западной части осушившегося рукава, который, по крайней мере в раннюю фазу существования поселения, заливался морем. Не­достаточная изученность не даёт возможности точно датировать эту фазу и по­зволяет лишь утверждать, что она была не позднее римской эпохи, когда фана- горийская регрессия ещё продолжалась, но уровень моря начал подниматься. Здесь же проявления регрессии полностью отсутствуют.

Таким образом, на азовском побережье Таманского полуострова следов фа­нагорийской регрессии нет, и уровень моря в античное время, по крайней мере в районе станицы Голубицкой, мог быть даже чуть выше современного. Иначе говоря, это побережье, вероятно, испытало позднеголоценовое тектоническое

поднятие на 3-4 м относительно побережий Таманского залива и Керченского пролива. Подтверждением такого воздымания может быть останец аккумуля­тивной террасы высотой 4 м, обнаруженный у северного подножья горы Тиз- дар. Останец перекрыт оползшей сарматской глиной и сложен слоистым пес­ком, аналогичным современному пляжу. Возможно, он представляет собой пляжные отложения времени максимальной (новочерноморской?) голоценовой трансгрессии. Севернее, в Азовском море, древние береговые формы, условно сопоставляемые с новочерноморской эпохой, обнаружены на глубинах 5-9 м [Щербаков, 1982]. Это относительное смещение может быть результатом дви­жений в зоне Южно-Азовского разлома - поднятия его южного и опускания се­верного крыла суммарной амплитудой до 10 м. Локальная средняя скорость пе­ремещений достигала в таком случае 2,5-3 мм/год.

Подобная тенденция к подъёму береговой линии времени фанагорийской регрессии отмечена А.А. Никоновым [1998] на азовском побережье Керченско­го полуострова. Остатки античной каменной кладки на берегу Чокракского озера находятся лишь в 1 м ниже уровня моря, а остатки древних молов затоп­лены на 0,5-1,7 м, что значительно уступает амплитудам подъёма уровня моря в более южных участках Керченско-Таманской области.

7.2.4.