ИСТИНА

1.Развитие Понто-Каспия в поздне-неоплейстоцене - голоцене, сопоставление данных об изменениях уровня. 2. Обобщение и анализ опубликованных и собственных данных о положении уровня Черного моря в эпоху последнего гляциального максимума и последующей трансгрессии. 3. Обобщение собственных и опубликованных данных об основных морфоструктурах Азовского моря как основы развития рельефа и осадков, выяснение особенностей морфолитогенеза. 4. Выяснение связи изменений климата и уровня моря по данным о строении и составе отложений Кубанской дельты. 5. Анализ геофизических и геологических материалов осадочного заполнения Керченского пролива с целью выделения основных этапов развития.

Степень выполнения поставленных в проекте задач: Поставленные в проекте цели в основном достигнуты. На основе комплексного палеогеографического анализа выполнен сравнительный анализ эволюции природной среды Каспия (изолированный бассейн) и Понта (связанный с океаном бассейн) в позднем плейстоцене в условиях разномасштабных и разнонаправленных изменений климата (межледниковье, оледенение, межстадиал). Показано, что холодные обширные трансгрессии Каспия и трансгрессии каспийского типа Понта развивались в холодные (ледниковые) климатические эпохи. Приведенные данные свидетельствуют о том, что на смену относительно простым взглядам на этот вопрос (уровень Черного моря 19 - 20 тыс. л. назад находился на отметках - 80 - 90 м), которые преобладали в 80-е г.г., пришло некоторое разнообразие точек зрения как на амплитуду регрессии, так и на ее возраст. Данные сейсмопрофилирования внешнего шельфа, строение клиноформ показывают, что поведение бассейна в это время было сложным и определялось многими причинами. В развитии рельефа Черноморской впадины регрессия представляла собой важнейший этап. Сопоставление результатов палеоклиматической интерпретации результатов палинологического изучения дельтовых отложений с материалами по абсолютному возрасту основных рубежей в морфоседиментционном развитии дельты и береговых аккумулятивных образований по ее Азовской и Черноморской окраинам позволило установить прямое отражение общеклиматической ритмики голоцена в развитии дельтового и прибрежно-морского осадкообразования. Относительно более «теплые» ритмы характеризовались ростом темпов подъема уровня, формированием трансгрессивных генераций древних береговых валов и ингрессионных фаз в развитии низовьев дельты. Для относительно «холодных» ритмов отмечается замедление или стабилизация повышения уровня моря, нарастание береговых аккумулятивных форм за счет формирования «регрессивных» береговых валов в строении их отдельных генераций, активное выдвижение фронта дельты за счет сокращения ассимиляционного пространства. В ходе проведенных исследования проведена детализация палеогеографических рубежей в голоцене Керченского пролива, их хронологическая привязка и корреляция с этапами развития Азовского и Черного морей. Результаты показали, что в истории развития морских побережий важную роль играет учет влияния разномасштабных колебаний уровня моря, которые представляют собой суперпозицию различных по амплитуде и продолжительности трансгрессивно-регрессивных фаз квазицикличной природы, отражающих климатические ритмы позднего плейстоцена и голоцена. Детализации возраста отдельных этапов в развитии рельефа морских побережий позволили провести их корреляцию с палеоклиматическими событиями позднего плейстоцена и голоцена. Выделены и охарактеризованы ряд особенностей морфолитогенеза в Азовском море: сложные соотношения рельефа и тектонических структур (обращенные морфоструктуры), роль Бердянского разлома в морфолитогенезе, присутствие двух маргинальных фильтров, парадокс Темрюкского залива (размыв дна, несмотря на вынос наносов Кубанью), парадокс Сиваша (наибольшая ширина – в Северном Сиваше, тогда как логично было бы ее ожидать в Южном Сиваше, приуроченном к активному прогибу). 3.6. Полученные за отчетный период важнейшие результаты: 1.За отчетный период были продолжены исследования по корреляции событий в Азово-Черноморском и Каспийском регионах и оценке их обусловленности глобальными и региональными климатическими изменениями в последние 20 тысяч лет. Так, установлено, что в последнюю в плейстоценовой истории холодную стадию (МИС 2, поздневалдайское оледенение Русской равнины) уровень Понта следовал за падением уровня океана и Средиземного моря. В максимум поздневалдайского оледенения наступила глубокая регрессия: в черноморской котловине существовал сильно опресненный озерный ранненовоэвксинский бассейн. Бессточный Каспий в начальные фазы похолодания трансгрессировал (раннехвалынская трансгрессия). Трансгрессивная тенденция была прервана в эпоху максимального похолодания, отличавшегося наиболее суровым климатом неоплейстоцена. Такие климатические условия с очевидностью привели водный баланс Каспия к отрицательному состоянию, вызвавшему снижение уровня. Развитие трансгрессии возобновилось в эпоху деградации оледенения. Трансгрессия каспийского типа началась и в новоэвксинском бассейне, однако, его уровень оставался низким из-за сброса вод через проливы в находящееся в регрессивном состоянии Средиземное море. Раннехвалынская трансгрессия, достигнув уровня Манычского порога, выработала эрозионную долину, по которой сбросила часть вод в Понт. В Каспии сброс вод по Манычу вызвал падение уровня раннехвалынского моря. С новым его подъемом последовала ингрессия каспийских вод в долину и следующий этап (последний в плейстоценовой истории) их стока в новоэвксинский водоем. Эти гидрологические события явились причиной подъема уровня последнего, его максимум был достигнут в условиях «подпора» начавшейся трансгрессии Средиземного моря. Дальнейшее развитие хвалынского бассейна осложнялось трансгрессивно-регрессивными событиями, отвечавшими пульсации климатических параметров: холодные засушливые условия дриаса – енотаевской регрессией, континентализация бореального периода голоцена - мангышлакской регрессией. В Черноморском регионе начало голоцена ознаменовалось межледниковой черноморской трансгрессией. На основе комплексного палеогеографического анализа выполнен сравнительный анализ эволюции природной среды Каспия (изолированный бассейн) и Понта (связанный с океаном бассейн) в позднем плейстоцене в условиях разномасштабных и разнонаправленных изменений климата (межледниковье, оледенение, межстадиал). Показано, что холодные обширные трансгрессии Каспия и трансгрессии каспийского типа Понта развивались в холодные (ледниковые) климатические эпохи. Теплые малые трансгрессии Каспия и морские трансгрессии Понта развивались в межледниковые эпохи. Холодные трансгрессии Каспия и трансгрессии каспийского типа Понта развивались асинхронно с трансгрессиями Мирового океана. Изучение особенностей и закономерностей пространственно-временного распространения раковин моллюсков в разрезе неоплейстоцена показало, что малакофауна представляет сложную иерархическую систему фаунистических сообществ разного таксономического состава и ранга: фаун, комплексов, подкомплексов и ассоциаций, выделенных согласно строго определенным критериям и составляющих основу стратификации морского неоплейстоцена и палеогеографических реконструкций бассейнов. Представители рода Didacna Eichw., играющие ключевую роль в стратиграфических и палеогеографических построениях для Каспия, использованы в Черноморском регионе и в Манычской депрессии. На этом основании - использовании видов одного рода для составления трех региональных биостратиграфических схем – построена схема корреляции отложений и событий Понта и Каспия . 2. О положении уровня Азовского и Черного морей в эпоху максимума последнего оледенения свидетельствуют главным образом следы береговых линий, а также другие признаки на внешнем крае шельфа различных регионов. Одним из первых такие свидетельства привел А.Б. Островский с соавторами (1969): продольные профили тальвегов рек Кавказского побережья привязаны к единому уровню на глубинах около 90 м. П.Н. Куприн, Ф.А. Щербаков, В.М. Сорокин (1975) опубликовали данные о галечном поясе на шельфе Южного берега Крыма на глубинах около 80 м. Проведенное нами в 90-х г.г. эхолотирование в этом же районе показало наличие террасы на глубинах 90 - 105 м, отделенной от вышележащей равнины шельфа уступом высотой в несколько (до 10) м. Уступ можно было бы принять за клиф, выработанный волнами и указывающий на положение уровня во время регрессии. Однако, учитывая, что вертикальный масштаб на эхограммах специально преувеличен, крутизну уступа не стоит переоценивать: она составляет первые градусы. Природу этих образований выявили Е.Г. Маев с соавторами (1990), проведя сейсмоакустические исследования на болгарском шельфе Черного моря, где развита аналогичная терраса с уступом. Выяснилось, что уступ представляет собой внешний край клиноформы и его подножие не говорит об уровне моря. Положение древней береговой линии в рельефе не выражено и может быть установлено лишь по информации об очертаниях клиноформы. С учетом этого обстоятельства, Е.Г. Маев и соавторы определяют положение древнего берега на глубинах около 85 - 90 м. По аналогии с болгарским шельфом, у Южного берега Крыма глубина древнего берега также составляет 85 - 90 м. Западнее, на внешнем крае северо-западного шельфа, Ф.А. Щербаков и А.А. Чистяков (1981), а позднее Ю.Д. Евсюков и В.И. Руднев (2013) привели данные не только о снижении уровня до отметок 80 - 100 м, но и о морфологических признаках (террасах) регрессии моря до минус 130 - 140 м. Позднее появились сообщения о признаках регрессии до - 150 м (Winguth et al., 2000) и даже до - 180 м (Naudts et al., 2006). Время регрессии исследователями оценивается в 19 - 20 тыс. л. назад. Приведенные данные были получены в районе дельты пра-Днепра, очень сложном с геологической и геоморфологической точки зрения, поэтому и возраст, и величина регрессии нуждаются в дополнительном исследовании. На румынском шельфе на глубинах 95 - 100 м были обнаружены абразионные, как считают исследователи, террасы (Lericollais et al., 2009), перекрытые дюнами. Возраст озерных отложений на глубинах 70 - 90 м составляет от 11 до 8,5 тыс. лет; в регионе в это время господствовал засушливый климат, и уменьшение притока речных вод вызвало понижение уровня до столь значительных отметок (Lericollais et al., 2009). Приведенные данные свидетельствуют о том, что на смену относительно простым взглядам на этот вопрос (уровень Черного моря 19 - 20 тыс. л. назад находился на отметках - 80 - 90 м), которые преобладали в 80-е г.г., пришло некоторое разнообразие точек зрения как на амплитуду регрессии, так и на ее возраст. Данные сейсмопрофилирования внешнего шельфа, строение клиноформ показывают, что поведение бассейна в это время было сложным и определялось многими причинами. В развитии рельефа Черноморской впадины регрессия представляла собой важнейший этап. 3.Для изучения литолого-фациального строения и геохронологии голоценовых отложений черноморской дельты Кубани и Анапской пересыпи пробурены скважины глубиной 10–14 м, материал из которых наряду с макроскопическим описанием использован для гранулометрического, малакофаунистического и палинологического анализов. Геохронологическая привязка литофациальных комплексов проводилась на основе 14С-датирования терригенного органического материала. Определения выполнены в лаборатории геохронологии СПбГУ. Калибровка радиоуглеродных дат сделана на основе программы IntCal09. Для коррекции радиоуглеродных дат осуществлялось определение изотопно-геохимического состава углерода (?13СPDB). Совместно с данными палинологического анализа и радиоуглеродного (14С) датирования к настоящему времени охарактеризованы отложения, вскрытые 6 скважинами, пробуренными в разных частях черноморской дельты Кубани. Они представлены комплексом лиманных, аллювиальных, озерно-болотных и субаэральных осадков, сформировавшихся в ходе развития дельтовой зоны. В черноморской дельте Кубани по данным бурения толща голоценовых отложений имеет мощность до 20 м и представлена ритмично переслаивающимися аллювиальными песками и суглинками, лиманными илами и алевритами, а также озерно-пойменными торфами. Подобное строение характеризует чередование аллювиальных и лиманных комплексов фаций и отражает неоднократную смену условий осадконакопления, обусловленную миграцией внешнего края дельты Кубани под влиянием изменения климатических условий и неравномерного подъема уровня Черного моря. В трансгрессивные фазы подъем уровня моря сопровождался подтоплением низовьев речной долины и образованием обширного лимана, границы которого распространялись на десятки километров вверх по долине Кубани. О существовании условий осолоненного лимана свидетельствует присутствие в илистых горизонтах раковин Cerastoderma glaucum, которые существуют при солености не ниже 6‰. Наряду с этим палеоботанический анализ вскрытых бурением в краевых частях долины торфяников показал, что их накопление происходило в условиях мелководных пресноводных озер, характерных для заболоченных участков дельты. Формирование старичных озер характерно для периодов замедления или относительного понижения уровня моря, вызывавших осушение внутренних частей лиманов и превращение их в заболоченные низины и остаточные озера. Радиоуглеродное датирование последовательности погребенных торфяников показало, что их формирование относится к интервалам 7152–6887, 6410–6208, 5307–5050, 4409–3998, 2347–2115 л. н. Для последних 2 тыс. лет следы торфонакопления установлены для периодов 400–590 и 1400–1700 гг. н. э. Парное датирование кровли и основания прослоев погребенных торфяников позволило не только детализировать реконструкцию изменений относительного уровня моря для черноморской дельты Кубани, но и оценить продолжительность эпизодов замедления или относительного понижения уровня моря, в течение которых происходило накопление «регрессивных торфяников». Период формирования нижнего прослоя, залегающего на глубинах 10–12 м ниже уровня моря, охватывает около 700 лет. Для более молодых торфяников он не превышает 350–400 лет, что позволяет предварительно оценить продолжительность периодов замедления скорости подъема уровня моря, во время которых происходило торфонакопление в мелководных озерно-дельтовых водоемах. Для палеоклиматической интерпретации отмеченной ритмики в развитии дельты были проведено палинологическое изучение различных фациальных типов дельтовых отложений. Полученные реконструкции растительности и климата основаны на интерпретации автохтонных палиноспектров голоценовых осадков разного генезиса, с привлечением собственных и литературных материалов по субрецентным спектрам разнофациальных современных отложений Восточного Причерноморья и Северного Предкавказья. Вместе с результатами 14С датирования и литолого-фациального анализа изученных горизонтов они позволили выявить зональные, локальные и фациально-генетические особенности голоценовых палиноспектров Таманского п-ова и способствовали получению методически обоснованных реконструкций изученных этапов развития климата и растительности среднего и позднего голоцена. Этапы развития растительности и климата реконструировались на основе палинологических данных, полученных для верхней части толщи дельтовых отложений, заложенных в различных местах низовьев дельты Кубани и охватывающей возрастной интервал около 7 тыс. л.н. (5940 ±50 л. н.; cal. 6908–6640 л. н.). Они позволили подробно охарактеризовать 14 этапов развития растительности и климата в интервале от ~ 7 тыс. до 1000–800 л. н. Результаты исследований позволили впервые получить схему динамики ландшафтно-климатических условий черноморского побережья Таманского п-ова, отражающую общеклиматические тенденции в среднем и позднем голоцене на фоне локальных ландшафтно-геоморфологических условий, испытывавших существенные изменения под влиянием колебаний уровня моря. На территории южной половины Таманского п-ова и, возможно, прилегающего района нижней Кубани на протяжении большей части реконструированного периода голоцена (~ 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 в изученном периоде времени отвечают интервалы 4500–4300 и 3950–3500 л. н., во время которых на исследуемой территории доминировали широколиственные леса. Степень динамичности климато-фитоценотических сукцессий существенно (почти в 3 раза) возросла в последние 4500 лет. Позднеатлантический субпериод голоцена (6000–4500 л. н.) характеризовался весьма длительным господством лесостепных ландшафтов, тогда как на протяжении последующих ~ 4 тыс. лет произошло более 10 смен зональных и переходных типов растительности (широколиственных лесов, лесостепей и степей). Так, в течение интервала от 2500 до 1500 л. н. (V в. до н.э. – V в. н.э.) развитие господствовавших в начале и в конце этого тысячелетия на территории Таманского п-ова степей прерывалось фазами более влажного климата, вызвавшего здесь сначала расширение площади лесостепной растительности, а затем весьма широкое распространение широколиственных лесов в доминировавших лесостепных ландшафтах. Сопоставление результатов палеоклиматической интерпретации результатов палинологического изучения дельтовых отложений с материалами по абсолютному возрасту основных рубежей в морфо-седиментционном развитии дельты и береговых аккумулятивных образований по ее Азовской и Черноморской окраинам позволило установить прямое отражение общеклиматической ритмики голоцена в развитии дельтового и прибрежно-морского осадкообразования. Относительно более «теплые» ритмы характеризовались ростом темпов подъема уровня, формированием трансгрессивных генераций древних береговых валов и ингрессионных фаз в развитии низовьев дельты. Для относительно «холодных» ритмов отмечается замедление или стабилизация повышения уровня моря, нарастание береговых аккумулятивных форм за счет формирования «регрессивных» береговых валов в строении их отдельных генераций, активное выдвижение фронта дельты за счет сокращения ассимиляционного пространства. 4. Основной задачей проводимых исследований является детализация палеогеографических рубежей в голоцене Керченского пролива, их хронологическая привязка и корреляция с этапами развития Азовского и Черного морей. При реконструкции истории развития морских побережий важную роль играет учет влияния разномасштабных колебаний уровня моря, которые представляют собой суперпозицию различных по амплитуде и продолжительности трансгрессивно-регрессивных фаз квазицикличной природы, отражающих климатические ритмы позднего плейстоцена и голоцена. В связи с этим особое внимание было уделено детализации возраста отдельных этапов в развитии рельефа морских побережий для их корреляции с палеоклиматическими событиями позднего плейстоцена и голоцена. Полученные в ходе проведенных исследований материалы сейсмоакустического профилирования позволили в строении осадочной толщи прибрежной части пролива выделить следы по крайней мере трех древних береговых линий, которые маркируют положение уровня моря в отдельные стадии голоценовой трансгрессии Черного моря. Первые две выделяются по отчетливо выраженным границам, разделяющим осадочные толщи с резко отличающейся слоистостью. Они расположены в интервалах глубины 16 -18 (20 -23 млс) и 10 -12 м (12 - 15 млс) и могут быть соотнесены с береговыми линиями бугазской (максимум 8,15 тыс. л. н.) и витязевской (6,81 тыс. л. н.) трансгрессивных стадий, выявленных в прилежащих районах черноморского шельфа. Наиболее четко по материалам сейсмоакустического профилирования выделяются следы более молодой третьей береговой линии, которые выражены в виде линз песчаных отложений с характерной наклонной слоистостью, а также валообразных форм. Эта древняя береговая линия прослеживается практически вдоль всего пролива от косы Тузла до траверса озера Тобечик. Материалы сейсмопрофилирования показали, что она образована тремя валообразными аккумулятивными телами, с относительной высотой до 3 м и шириной до 200 м. На продольных профилях видна отчетливо выраженная косая слоистость с наклоном слоев к северу, отражающая направление роста древней аккумулятивной формы. Сейсмофация древних береговых валов отделяется от залегающей ниже толщи четкой границей, фиксирующей поверхность размыва. Материалы сейсмопрофилирования свидетельствует о присутствии на глубине 6 - 9 м древней береговой линии, которая на участке исследований представлена в виде древнего аналога позднеголоценовой абразионно-аккумулятивной системы, образуемой участком абразионного берега к югу от пос. Героевское, примкнувшей аккумулятивной террасой в пос. Героевское и Камыш-Бурунской косой. Следует отметить, что линзы грубозернистых песков в толще прибрежных отложений на побережье Керченского пролива, залегающие на глубинах 6 - 9 м, были выявлены в ходе работ, выполненных сотрудниками ИО РАН в 50-е гг. прошлого столетия (Невесский, 1958). Возраст этой береговой линии предположительно можно отнести к каламитской фазе трансгрессии, т.е. приблизительно к рубежу около 5,0 тыс. л.н. Для корреляции комплексов отложений, залегающих в прибрежно-шельфовой зоне и слагающих береговые аккумулятивные террасы в районе исследований, сейсмоакустические профили были сопоставлены с геологическими разрезами прибрежных отложений, полученными в ходе проведенных работ по проекту. В основании вскрытой бурением толщи отложений, слагающих прикорневую часть Камыш-Бурунской косы, залегает линза слоистых илов, перекрываемая пачкой песчаных отложений мощностью до 8 м. Радиоуглеродное датирование раковинного материала из верхней части линзы погребенных илов показало, что их возраст составляет около 4,4 - 4,8 тыс. л.н. (14С возраст 4510±80 лет). Присутствие линзы погребенных илов на абсолютных отметках -8 … -12 м позволяет рассматривать ее как часть литофациального комплекса, слагающего древнюю береговую линию. С мористой стороны ее продолжением является серия древних береговых валов, выделенных по материалам сейсмоакустического профилирования. На основании геологических и сейсмоакустических данных была проведена реконструкция развития этого участка побережья за последние 5,0 тыс. лет. В ходе кратковременной фазы стабилизации уровня моря произошло формирование широкой аккумулятивной террасы, протянувшейся практически вдоль всей западной части пролива, а также частично перегораживавшей его центральную часть. Во время следующего трансгрессивного ритма произошло ее затопление и распад на ряд самостоятельных аккумулятивных образований, привязанных к конкретным участкам коренного берега и выступавших в качестве одного из источников поступления наносов на формирование локальных аккумулятивных форм. Таким образом, в ходе развития новочерноморской трансгрессии на рубеже около 3,0 тыс. л.н. произошел переход в развитии береговых аккумулятивных образований от протяженных окаймляющих барьеров к локальным пересыпям-косам, приуроченным к абразионно-аккумулятивным системам. Продолжавшийся подъем уровня моря за последние 2,5 тыс. лет сопровождался размывом абразионных участков береговых систем и общим смещением кос в сторону суши. Материал от размыва прикорневых частей древних генераций аккумулятивных формы поступал на формирование их более поздних генераций, определяя возможность нарастания аккумулятивных участков берега во внутренних участках палеозаливов. Подобная схема развития абразионно-аккумулятивных береговых систем была подтверждена результатами литолого-фациального и геохронологического изучения толщи прибрежных отложений ряда кос: Камыш-Бурунской, Тузла и Чушка. Таким образом, в строении толщи прибрежных отложений Керченского пролива по сейсмоакустическим данным прослеживается следы ритмичности, отражающей неравномерный ход голоценовой трансгрессии Черного моря. Периоды замедления трансгрессии маркируются следами древних береговых линий в виде перерывов в осадконакоплении или фрагментами древних береговых валов. Современные крупные аккумулятивные образования – барьерные косы - являются полигенетическими формами, прошедшими сложную эволюцию. Их зарождение относится к середине III тысячелетия до н.э. при положении уровня моря на 6 - 9 м ниже современного. Древний береговой барьер, существовавший в тот период, протягивался практически вдоль всего западного побережья пролива. В ходе развития трансгрессии эта барьерная форма распалась на ряд локальных абразионно-аккумулятивных образований, которые представляют собой серию древних генераций береговых валов, формировавшихся в ходе последовательного выполнения палеозаливов. В ходе трансгрессивной фазы, охватывающей последние 1,5 тыс. лет, подъем уровня моря составил около 3,5 - 4,0 м и сопровождался активным размывом прикорневых частей кос и аккумуляцией материала в их дистальных частях. При этом средняя величина выдвижения береговой линии могла достигать 2 - 2,5 км. 5. Одним из направлений работ по проекту является детализация особенностей морфолитогенеза некоторых районов шельфа Азовского и Черного морей в позднем плейстоцене и голоцене и, в частности, отражение морфоструктурного плана в рельефе и донных отложениях. Юго-восточный и северо-западный секторы Азовского моря характеризуются присутствием в этих районах положительных форм дна с массовым развитием на них ракуши и органогенно - детритусовых песков (ракушечные банки). На юго-востоке такими структурами являются крупные поднятия морского дна – Железинская и Ахтарская банки, разделенные между собой сравнительно узкой ложбиной, заполненной илистыми отложениями со значительным включением раковинного материала. На северо-западе развиты относительно мелкие изометричные в плане поднятия, расположенные севернее Бердянской и Обиточной кос. Между этими поднятиями развиты илистые осадки с включениями карбонатного материала биогенного происхождения. Глубины моря в этих районах над поднятиями составляют 5 - 6 метров, в ложбинах между ними – около 9 метров. Даже незначительный перепад глубины (в пределах 1-2 м) влияет на изменение состава донных осадков. Так, на вершинах банок и гряд максимальное распространение имеют ракушечник и крупно-среднезернистые органогенно-детритусовые пески. С увеличением глубин на склонах этих структур происходит фациальное замещение на разнозернистые илистые органогенно-детритусовые пески, которые к подошве замешаются заиленной ракушей и сильнокарбонатными обводненными в верхней части илистыми осадками. Таким образом, существует тесная связь между формами рельефа и характером отложений, что определяет целесообразность их изучения в рамках понятия «морфолитогенез». В современном рельефе Азовского моря наиболее отчетливо выражены разрывные нарушения. Бердянско-Кальмиусский разлом определяет положение северного побережья моря. Главный Азовский разлом отделяет полосу относительно приподнятого рельефа в заливах северного побережья от пониженной центральной полосы. На основе анализа батиметрической карты, карты морфоструктур и карты донных отложений были выделены следующие районы морфолитогенеза: Донской. Особенность района – дельта Дона. Большая роль твердого стока Дона в балансе наносов. В донных отложениях характерен алеврит и алевритово-илистый песок, а также большое количество ракушечного детрита. Максимальные глубины достигают 5 м, характерные глубины 2¬–3 м. Таганрогский. Район в центральной части Таганрогского залива. В рельефе начинает прослеживаться палеорусло Дона. Граничащие структуры Беглицкая коса – Чумбурская коса и Кривая коса - Сазальницкая коса. Илистые отложения характерны для центральной части, приурочены к палеоруслу, по периферии смешанный тип осадка. Подводные продолжения кос - банки, сложены ракушечным детритом. Рост глубин до 7 м. Между упомянутыми косами на космических снимках прослеживаются циркуляционные ячейки. Долгинско-Таганрогский. Расширение Таганрогского залива. Четко прослеживается палеорусло Дона. Граничащие структуры: Долгинский разлом с запада, с востока - Кривая и Сазальницкая косы. Белосарайская и Долгая косы отделяют район залива от открытой части акватории моря. В составе донных отложений в центральной части выделяется различные фракции илов; по периферии приуроченные к косам и берегам алеврито-илисто-песчаные фракции. В южной части района находится Ейский лиман, в отложениях преобладает песок алевритово-илистый. В илистых отложениях в центральной части отмечено сероводородное заражение. Белосарайско-Еленинский район. Подвержен влиянию волнового воздействия, аккумуляция выражена слабо. Через район проходит транзит материала. Морфологически четко выражена крупная аккумулятивная форма - банка Еленина. В центре района характерны глинистые отложения, по периферии смешанный тип осадков, с преобладанием ракушечного детрита на косах. Перечисленные выше районы являются устьевым (маргинальным, по А.П.Лисицину) фильтром. Его роль в морфолитогенезе следующая. Во-первых, происходит осаждение крупных частиц речных взвесей, обусловленное уменьшением уклонов русла и замедлением течения воды. Во-вторых, повышение прозрачности воды и увеличение глубины проникновения солнечных лучей вызывает бурное размножение фитопланктона. В-третьих, фитопланктон потребляет растворенные вещества. В-четвертых, отмирая, организмы попадают на дно и тем самым переводят первоначально растворенные вещества в осадок. На границе залива и открытой акватории моря происходит смешение речной и морской воды, образование коллоидов и их осаждении на дно. Бердянский район. Многочисленные валы определяют дифференцированное осадконакопление: на вершинах – песок, в понижениях – тонкий материал. Аккумулятивная равнина Панова разделена Бердянским разломом на западный (6 а) и восточный (6 б) районы. Самые большие глубины, самый тонкий осадочный материал. На востоке морфологически выражено русло пра-Дона. Утлюкский район приурочен к одноименному лиману. Северный Сиваш. Наиболее расчлененная береговая линия. Во время трансгрессии море использовало подовые понижения, а при понижении уровня они превращались в солончаки и котловины выдувания.Результатом явилось масштабное продвижение моря в пределы прилегающей равнины. Наиболее крупная дельта пролива в южных морях России. Средний Сиваш приурочен к зоне Азовского вала. Это отражается в его очертаниях. Южный Сиваш имеет более простую береговую линию с «засухами»; приурочен к Индольской впадине. Стрелковый район с серией баров, фиксирующих локальные структуры. Южная часть равнины Панова. Дно повышается к югу. Казантипский район – наибольшие скорости опусканий. Кубанский район. Маргинальный фильтр распределен на большей акватории, чем в Таганрогском заливе. Темрюкский район. Несмотря на близость Кубанской дельты, преобладает размыв дна. Деятельность грязевых вулканов. Дельта Керченского пролива выражена в рельефе. Обиточный район – нормальное распределение материала по крупности в соответствии с увеличением глубин от берега. Приведенные выше данные позволяют выделить ряд особенностей морфолитогенеза в Азовском море: сложные соотношения рельефа и тектонических структур (обращенные морфоструктуры), роль Бердянского разлома в морфолитогенезе, присутствие двух маргинальных фильтров, парадокс Темрюкского залива (размыв дна, несмотря на вынос наносов Кубанью), парадокс Сиваша (наибольшая ширина – в Северном Сиваше, тогда как логично было бы ее ожидать в Южном Сиваше, приуроченном к активному прогибу).