История средиземных морей

Долуханов Павел Маркович

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 геосинклинальный 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 на восток через Альпы, Дипариды, Карпаты. Далее, через пролив в районе Балканского полуострова, Тетис уходил на юго-восток 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 — Конетдага располагалось обширное краевое море. Оно было отделено от собственно Тетиса огромным островом — Закавказским массивом.

Расширение морского бассейна Тетиса в районе Средиземноморья 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 на 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, расположенные 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).

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.

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 °C).

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 физикохимик Г. Юри установил, что карбонаты одного и того же состава имеют различное соотношение изотопов кислорода (¹⁸O и ¹⁶O) в зависимости от температуры морской воды, в которой они образовались. Позднее эту закономерность стали использовать для расчета палеотемператур Мирового 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.