Известия РАН. Серия географическая, 2023, T. 87, № 1, стр. 88-101

ВВЕДЕНИЕ

В начале позднего плейстоцена в пределах современного Азово-Черноморского бассейна синхронно с межледниковой трансгрессией мирового океана развивалась карангатская трансгрессия. Первым описал отложения карангатского бассейна Н.И. Андрусов (1905), назвав их тирренскими по аналогии с одновозрастными террасами Средиземного моря. Позднее изучением карангатских отложений занимались П.В. Федоров (1963, 1978), Л.А. Невесская (1965), Н.С. Благоволин (1962), Х.А. Арсланов (Арсланов и др., 1972, 1983), Е.Ф. Шнюков (Геология …, 1981), В.А. Зубаков (Zubakov, 1988), Г.И. Попов (1983), В.В. Янко (Янко и др., 1990), А.Л. Чепалыга (Динамика …, 2002), В.Н. Шелкопляс и Т.Ф. Христофорова (2007), Е.Н. Бадюкова (2009), А.А. Свиточ (2009), Т.А. Янина (2012, 2014), Р.Н. Курбанов (Курбанов и др., 2019, 2020), Д.В. Семиколенных (Семиколенных, Курбанов, 2020) и др. Карангатский бассейн большинством исследователей был охарактеризован как самый теплый и полноводный бассейн позднего плейстоцена с соленостью воды, значительно превышающей соленость современного Черного моря. Развитие карангатской трансгрессии проходило нелинейно, а с трансгрессивно-регрессивными фазами, что отражено в фациальной и фаунистической изменчивости ее осадков.

Отложения карангатской трансгрессии встречаются в естественных береговых обнажениях Болгарии, Восточного Крыма, Тамани, Кавказа, Турции, скважинами вскрыты на шельфах Черного и Азовского морей, в устьевых областях крупных рек, в акватории Керченского пролива и в западной части Колхидской низменности.

Несмотря на то, что карангатским отложениям было дано название по мысу Карангат, где А.Д. Архангельским и Н.М. Страховым (1938) был выделен стратотип, еще Н.И. Андрусовым (1905) было установлено, что наиболее полная последовательность осадков карангатской трансгрессии, вскрывающихся в береговых обнажениях, представлена в разрезе Эльтиген, расположенном на западном побережье Керченского пролива.

Разрез Эльтиген был неоднократно изучен практически всеми вышеуказанными исследователями, множество палеогеографических заключений о развитии карангатской трансгрессии дано на основе анализа его отложений. Однако ввиду большой протяженности, фациальной изменчивости разреза и недостатка геохронологических данных однозначного мнения о том, как соотносятся отложения в разрезе, какому количеству фаз карангатской трансгрессии они соответствуют, каков их возраст, до сих пор нет. Широко распространено представление (Динамика …, 2002; Невесская, 1965; Шелкопляс и Христофорова, 2007; Янко и др., 1990; Zubakov, 1988; и др.), что в южной части разреза вскрываются отложения первой тобечикской (лиманной) фазы трансгрессии, представленные пачкой переслаивающихся глин, алевритов и песков с эвригалинной фауной моллюсков, а отложения фазы максимального развития карангатской трансгрессии, представленные разнообразными песками, гравелитами, ракушняками с включением стеногалинной фауны моллюсков, вскрываются в центральной и северной частях разреза. При этом П.В. Федоров еще в 1963 г. выступил с критикой выделения лиманных осадков разреза Эльтиген как отложений первой фазы карангатской трансгрессии, т.к., по его мнению, фациальная изменчивость не является для этого достаточным аргументом. Об этом же еще раньше писал и Г.И. Горецкий (1955).

Первая хронология накопления карангатских отложений разреза Эльтиген была получена с использованием уран-ториевого метода (Арсланов и др., 1972), результаты датирования показали возраст отложений в диапазоне 85–87 тыс. л. н. Параллельно морские осадки разреза были датированы радиоуглеродным методом (Геохронология …, 1974; Семененко, Ковалюх, 1973), возраст отложений составил 27–42 тыс. л. Эти датировки не могут считаться сколько-нибудь достоверными ввиду физических ограничений метода. Позднее отложения вновь были датированы уран-ториевым методом, все датировки оказались в интервале 88–129 тыс. л. н. (Арсланов и др., 1972, 1983; Dodonov et al., 2000), также была предпринята попытка получить возраст тобечикских отложений термолюминесцентным методом, получена датировка 205.0 ± 50.0 тыс. л. н. (Dodonov et al., 2000).

Разрозненные датировки, полученные разными геохронологическими методами, дали основание полагать, что отложения разреза Эльтиген формировались в течение МИС 5. Более точные временные интервалы до сих пор не определены, до сих пор нет понимания, как разнофациальные слои соотносятся между собой в пределах разреза.

В 2018 г. нами был получен ряд ОСЛ датировок (Курбанов и др., 2019), благодаря которым удалось установить возрастной диапазон отложений центральной части разреза Эльтиген и выделить две фазы осадконакопления.

Первый опыт люминесцентного датирования разреза Эльтиген продемонстрировал перспективность применения этого метода для определения возраста карангатских отложений, однако исследованием была охвачена лишь центральная часть обнажения. Целью настоящей работы является определение возраста и условий осадконакопления южной (тобечикской) части разреза, которая в литературе принимается за отложения первой, самой ранней, фазы карангатской трансгрессии.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Разрез Эльтиген протяженностью около 3.5 км, расположен между с. Героевское и пересыпью, отделяющей Тобечикское озеро от моря (рис. 1). Это абразионный уступ, высота которого достигает 13–15 м, в нем вскрывается толща преимущественно прибрежно-морских отложений карангатской трансгрессии, перекрытых лессом с двумя−тремя слаборазвитыми палеопочвами. В тектоническом отношении разрез находится в южном крыле Эльтигенской брахиантиклинальной складки (Благоволин, 1962), которая до сих пор продолжает деформироваться, что выражается в дислокации морских осадков с типичной карангатской фауной (Благоволин, 1962; Федоров, 1963) и в выходе палеогеновых глин в средней части разреза.

Рис. 1.

Местонахождение разреза Эльтиген.

Нами изучено обнажение в южной части разреза близ пересыпи Тобечикского оз. Исследования выполнены фациально-литологическим, малакофаунистическим и геохронологическим методами. Анализ фауны моллюсков выполнен в Лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова с целью биостратиграфического обоснования геологического возраста осадков и понимания палеоэкологических условий их накопления.

Абсолютная хронология получена методом оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ). Датирование разновозрастных отложений выполнено в Скандинавской лаборатории люминесцентного датирования Орхусского университета. Отбор образцов проводился в темное время суток в светонепроницаемые пакеты, чтобы исключить воздействие света на образцы; отдельно отобран материал для гамма-спектрометрического анализа (Актуальные проблемы …, 2020). Предварительная подготовка проб проведена в Лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова по принятому в Орхусском университете протоколу. Подготовка проб выполнялось по стандартной методике (Курбанов и др., 2019). Определение эквивалентной дозы выполнено по протоколу датирования SAR (Murray and Wintle, 2003). Люминесцентное датирование проведено по зернам кварца (18–24 аликвоты) и полевого шпата (6–11 аликвот) размером 180–250 мкм. Измерения выполнены на стандартном ТЛ/ОСЛ-ридере Risø (модель DA-20). Для построения кривой насыщения и определения эквивалентной дозы зерна подверглись воздействию излучения бета-источника – изотопа стронция-90.

Полевой шпат способен накопить больше люминесцентного сигнала, чем кварц, поэтому для тех отложений, где кварц достиг предела возможностей датирования, хронология построена по результатам, полученным по протоколу датирования pIRIR₂₉₀ (Buylaert et al., 2013) по полевым шпатам. Данная методика детально описана в нашей статье, посвященной датированию отложений центральной части разреза Эльтиген (Курбанов и др., 2019).

Определение скорости накопления дозы (активности радионуклидов) в образцах выполнено на высокоточном гамма-спектрометре с полупроводниковым детектором на основе особо чистого германия по методике, описанной А.Ш. Мюрреем с соавторами (1987). Вклад космических лучей рассчитан в соответствии с Дж.Р. Прескоттом и Дж.Т. Хаттоном (1994).

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

В обнажении южной части разреза Эльтиген (N 45°10′53.75 E 36°24′17.45) высотой 5.8 м от уреза сверху вниз вскрываются следующие отложения (рис. 2): (1) палевый суглинок (современная каштановая почва) мощностью 0.45 м с включением корней растений, ходов животных, карбонатных образований и раковин наземных моллюсков, переход к нижележащему слою постепенный; (2) палевый лессовидный суглинок мощностью 0.35 м с включением корней растений, ходов животных, карбонатных образований и редких раковин наземных моллюсков, переход к нижележащему слою постепенный; (3) опесчаненный суглинок мощностью 0.2 м с включением гальки, гравия и переотложенных раковин морских моллюсков, переход к нижележащему слою постепенный; (4) опесчаненный палевый лессовидный суглинок мощностью 1.25 м с включением редких раковин наземных моллюсков, переход к нижележащему слою постепенный; (5) косо- и горизонтально-слоистые ожелезненные палевые смятые в седиментационные складки пески мощностью 0.6 м с включением гальки, гравия и фауны морских моллюсков, граница с нижележащем слоем четкая; (6) сизые опесчаненные глины мощностью 0.45 м с включением редких мелких тонкостворчатых раковин морских моллюсков, граница с нижележащем слоем четкая; (7) косо- и горизонтально-слоистые ожелезненные палевые пески мощностью 0.25 м с включением гальки, гравия и раковин морских моллюсков, в подошве наблюдается прослой гравия, граница с нижележащем слоем четкая; (8) светло-сизые горизонтально-слоистые опесчаненные глины мощностью 0.35 м с включением мелких тонкостворчатых раковин морских моллюсков, граница с нижележащем слоем четкая; (9) косо- и горизонтальнослоистые ожелезненные палевые детритовые пески мощностью 0.4 м с включением раковин морских моллюсков, в подошве наблюдается прослой гравия, граница с нижележащем слоем четкая; (10) светло-сизые горизонтальнослоистые глины мощностью 0.2 м с включением мелких тонкостворчатых раковин морских моллюсков, граница с нижележащем слоем четкая; (11) темно-сизые глины со следами ожелезнения, видимая мощность слоя 0.6 м.

Рис. 2.

Обнажение южной части разреза Эльтиген и литологическая колонка с отмеченными местами отбора образцов (см. легенду к рис. 3).

В обнажении выделяются десять эпизодов смены режима осадконакопления. В морской толще прослеживается чередование лагунных и прибрежно-морских (три цикла) осадков, что указывает на колебания уровня карангатского моря и на периодический размыв пересыпи оз. Палео-Тобечик, а в континентальной толще между слоями лессовидного суглинка выделяются более темные отложения неясного генезиса, характеризующиеся высокой опесчаненностью и наличием включений мелкой гальки, гравия и переотложенных раковин моллюсков, что может быть связано с повышением влажности в период их накопления и активизации склоновых и русловых процессов на данной территории.

Малакофаунистический анализ

Результаты малакофаунистического анализа отложений южной части разреза Эльтиген представлены на рис. 3 и в табл. 1.

Рис. 3.

Схема отложений южной части разреза Эльтиген и результаты малакофаунистического и геохронологического анализов.

Таблица 1.  

Двустворчатые моллюски в обнажении южной части разреза Эльтиген

№	Вид	198 666	198 665	1 986 564	198 663	198 662–61	198 660	198 659–56
		Количество/средний размер, см
1	Abra segmentum (Récluz, 1843)	15/1.1	4/0.1	16/1.1	–	7/1.0	–	–
2	Cerastoderma glaucum (Bruguière, 1789)	52/1.8	98/1.9	55/1.5	4/1.0	67/1.4	2/0.8	9/1.9
3	Chamelea gallina (Linnaeus, 1758)	–	–	–	–	–	7/0.9	28/1.5
4	Donax venustus (Poli, 1795)	–	–	–	5/1.1	–	7/0.9	13/1.4
5	Mytilaster lineatus (Gmelin, 1791)	–	4/0.4	1/1.4	–	3/0.6	3/1.0	4/1.4
6	Ostrea edulis (Linnaeus, 1758)	–	–	–	–	–	3/2.0	9/3.0
7	Paphia senescens (Cocconi, 1873)	–	–	–	–	10/3.2	–	1/1.6
8	Parvicardium exiguum (Gmelin, 1791)	–	–	–	–	16/0.9	–	–

В толще илов в интервале 4.4–4.2 м (слой 10) был обнаружен малакофаунистический комплекс, в составе которого присутствуют только два вида эвригалинных моллюсков, но в достаточно большом количестве: Cerastoderma glaucum и Abra segmentum, с заметным доминированием первого. Выше в песках до 3.8 м (слой 9) в составе комплекса появляется в единичных количествах эвригалинный Mytilaster lineatus. На глубине 3.6–3.4 м (слой 8) в прослое илов наблюдается обедненный комплекс, представленный единичными и слаборазвитыми Cerastoderma glaucum и Donax venustus, однако появление последнего указывает на повышение солености в бассейне до 14‰. В интервале 3.4–3.2 м (слой 7) в песчаном прослое заметно увеличивается численность раковин и видовое разнообразие: наряду с Cerastoderma glaucum, Abra segmentum и Mytilaster lineatus комплекс представлен Parvicardium exiguum и Paphia senescens. Выше с 3.0 м (слой 6) в составе отложений наблюдаются умеренно стеногалинные моллюски, типичные для отложений верхней фазы карангатской трансгрессии – Ostrea edulis и Chamelea gallina, последний преобладает, эвригалинные виды отходят на второй план (рис. 4).

Рис. 4.

Раковины моллюсков из отложений южной части разреза Эльтиген: 1 – Paphia senescens, 2 – Cerastoderma glaucum, 3 – Donax venustus; 4 – Parvicardium exiguum; 5 – Mytilaster lineatus; 6 – Abra segmentum; 7 – Chamelea gallina; 8 ‒ Ostrea edulis.

Анализ экологических предпочтений различных видов моллюсков в обнажении показал значительное содержание эвригалинных видов практически во всех морских осадках разреза с доминированием Cerastoderma glaucum, за исключением самой верхней пачки прибрежно-морских песков, где увеличивается видовое разнообразие моллюсков и встречаются умеренно стеногалинные виды (Ostrea edulis, Chamelea gallina, Donax venustus), характерные для бассейнов с соленостью вод выше 14‰. Такое распределение комплексов моллюсков указывает на то, что среда бассейна изменялась в сторону увеличения солености, а чередование илистых и песчаных отложений свидетельствует об изменении условий осадконакопления – от лагунных условий к прибрежно-морским.

Состав фаунистических комплексов (в частности наличие руководящего вида карангатских отложений – Paphia senescens) дает основание отнести установленные циклы осадконакопления к одной трансгрессивной эпохе и определить возраст отложений слоев 5–10 обнажения как карангатский.

Люминесцентное датирование

Для определения абсолютного возраста (табл. 2) отложений южной части разреза Эльтиген комбинацией ОСЛ и ИКСЛ методов было отобрано 18 образцов: десять из лагунных и прибрежно-морских отложений (198 657–198 666) и восемь из вышележащей лессово-почвенной толщи (198 649–198 656).

Таблица 2.  

Результаты ОСЛ-датирования отложений разреза Эльтиген

№	Лаб. номер	Глуби-на, см	Слой	Литология	Измерения по кварцу (ОСЛ)			Измерения по полевым шпатам (ИКСЛ, pIRIR290)
					доза, Грей	возраст, тыс. л.	количество аликвот	доза, Грей	возраст, тыс. л.	количество аликвот
1	198 649	20	1	Суглинок	15.2 ± 0.9	9.5 ± 0.8	14	21.6 ± 0.3	8.5 ± 0.4	4
2	198 650	50	2	Лессовидный суглинок	25.4 ± 3.3	20.4 ± 2.9	22	52.1 ± 9.8	23.9 ± 4.6	4
3	198 651	70			30.5 ± 2.7	32.8 ± 3.5	21	*	*	*
4	198 652	90	3	Суглинок	29.0 ± 2.5	31.2 ± 3.2	23	*	*	*
5	198 653	110	4	Лессовидный суглинок	93.3 ± 6.8	105.6 ± 9.8	20	208.6 ± 9.3	114.5 ± 7.5	8
6	198 654	150			91.0 ± 7.7	98.7 ± 10.1	16	*	*	*
7	198 655	200			83.7 ± 7.5	102.8 ± 11.0	13	210.2 ± 14.4	120.0 ± 10.1	7
8	198 656	220	5	Супесь	97.2 ± 6.0	107.1 ± 9.3	19	212.0 ± 12.8	114.9 ± 8.9	8
9	198 657	230		Песок	80.6 ± 7.9	101.4 ± 11.7	15	218.9 ± 11.0	126.4 ± 8.9	10
10	198 658	250			73.7 ± 8.2	98.0 ± 12.5	14	177.7 ± 19.8	105.1 ± 12.9	10
11	198 659	270			86.9 ± 4.9	105.2 ± 8.9	13	197.8 ± 28.4	112.2 ± 17.0	4
12	198 660	290	6	Ил	**	**	**	276.9 ± 36.6	109.5 ± 15.3	11
13	198 661	320			**	**	**	326.3 ± 16.1	104.5 ± 6.9	8
14	198 662	340	7	Песок	**	**	**	351.9 ± 15.3	114.8 ± 7.6	7
15	198 663	360	8	Ил	**	**	**	502.2 ± 18.0	128.2 ± 7.3	7
16	198 664	390	9	Песок	**	**	**	371.6 ± 7.2	140.1 ± 6.9	8
17	198 665	410			**	**	**	360.2 ± 8.8	141.7 ± 7.6	8
18	198 666	430	10	Ил	**	**	**	>1000	>250	6

Примечание. * – Недостаточная навеска полевых шпатов, необходимых для измерений; ** – образцы кварца в насыщении.

Скорость накопления дозы рассчитана по результатам измерения активности образцов на гамма-спектрометре (табл. 3).

Таблица 3.  

Результаты гамма-спектрометрического анализа отложений разреза Эльтиген. Содержание радиоактивных элементов в образце и скорость накопления дозы для кварца и полевых шпатов, WC – водонасыщение породы

№	Лаб. номер	Глубина, см	Слой	Литология	WC, %	226Ra, Бк/кг	232Th, Бк/кг	40K, Бк/кг	Скорость накопления дозы
									кварц, Грей/тыс. л.	полевые шпаты, Грей/тыс. л.
1	198 649	20	1	Суглинок	10	32.1 ± 0.6	21.5 ± 0.5	198 ± 8	1.59 ± 0.07	2.52 ± 0.10
2	198 650	50	2	Лессовидный суглинок	10	32.0 ± 0.4	15.8 ± 0.3	115 ± 4	1.24 ± 0.06	2.18 ± 0.08
3	198 651	70			10	28.7 ± 0.7	10.4 ± 0.5	53 ± 7	0.93 ± 0.05	1.86 ± 0.08
4	198 652	90	3	Суглинок	10	25.1 ± 0.5	11.2 ± 0.3	65 ± 4	0.93 ± 0.05	1.87 ± 0.08
5	198 653	110	4	Лессовидный суглинок	10	29.8 ± 0.4	11.1 ± 0.2	32 ± 2	0.88 ± 0.05	1.82 ± 0.08
6	198 654	150			10	31.5 ± 0.4	10.8 ± 0.4	41 ± 3	0.92 ± 0.05	1.85 ± 0.08
7	198 655	200			10	29.0 ± 0.3	9.2 ± 0.2	28 ± 3	0.81 ± 0.04	1.74 ± 0.08
8	198 656	220	5	Супесь	10	30.8 ± 0.8	10.5 ± 0.6	47 ± 8	0.91 ± 0.05	1.84 ± 0.08
9	198 657	230		Песок	5	30.5 ± 0.5	24.5 ± 0.3	247 ± 5	0.80 ± 0.05	2.69 ± 0.11
10	198 658	250			5	25.5 ± 0.6	7.0 ± 0.4	28 ± 6	0.75 ± 0.04	1.68 ± 0.08
11	198 659	270			5	27.7 ± 0.5	7.3 ± 0.3	51 ± 4	0.83 ± 0.05	1.76 ± 0.08
12	198 660	290	6	Ил	20	35.9 ± 0.7	23.6 ± 0.5	260 ± 8	1.59 ± 0.08	2.53 ± 0.10
13	198 661	320			20	38.2 ± 0.8	40.5 ± 0.7	503 ± 14	2.19 ± 0.11	3.12 ± 0.12
14	198 662	340	7	Песок	5	49.4 ± 1.2	26.7 ± 0.8	275 ± 14	2.13 ± 0.13	3.07 ± 0.14
15	198 663	360	8	Ил	20	28.7 ± 0.6	52.8 ± 0.6	697 ± 10	2.98 ± 0.14	3.92 ± 0.15
16	198 664	390	9	Песок	5	48.0 ± 0.5	24.5 ± 0.4	247 ± 7	1.71 ± 0.09	2.65 ± 0.11
17	198 665	410			5	30.0 ± 0.7	20.9 ± 0.8	231 ± 9	1.60 ± 0.09	2.54 ± 0.11
18	198 666	450	10	Ил	25	33.6 ± 0.4	57.3 ± 0.4	737 ± 8	4.00 ± 0.15	3.06 ± 0.14

На рис. 5 представлены примеры типичных кривых насыщения и затухания люминесцентного сигнала для образцов кварца (198650) и полевым шпатам (198653). При проверке люминесцентных свойств используемых при датировании минералов было установлено, что в отклике кварца, как и ожидалось, доминирует быстрый компонент (см. рис. 5а, врезка). Это означает, что образцы кварца подходят для датирования, т.к. быстрый компонент наиболее стабилен, быстро удаляется при воздействии солнечного света, но в тоже время менее восприимчив к колебаниям температуры (Wintle and Murray, 2006). ИКСЛ-сигнал полевых шпатов затухает гораздо медленнее, чем быстрый компонент ОСЛ-сигнала кварца, однако отклик на стимуляцию при температуре 260°С весьма интенсивен и позволяет провести достаточно точные измерения (см. рис. 5б, врезка).

Рис. 5.

Кривые насыщения и затухания люминесцентного сигнала (во врезке) с результатами теста восстановления дозы для кварца (а) и полевого шпата (б).

Дополнительно к стандартным тестам (тест чистоты, тест рекуперации и др.) для проверки пригодности протоколов ОСЛ и ИКСЛ-датирования был проведен тест восстановления дозы. Предварительно засвеченным аликвотам образцов 198650 и 198653 (24 часа в симуляторе солнечного света) были заданы дозы до 100 Грей для кварца (см. рис. 5а) и до 225 Грей (см. рис. 5б) для полевых шпатов, после чего проведены измерения согласно протоколу SAR. Результаты измерений показали, что известная лабораторная доза может быть достаточно точно измерена с использованием SAR-протокола, т.к. соотношение заданных и измеренных доз в более 80% измерений не выходят из диапазона 0.9–1.1.

Разрез оказался довольно сложным для ОСЛ-датирования из-за частого чередования слоев песка и илов, так как содержание радиоактивных элементов может значительно варьироваться в зависимости от литологических характеристик отложений. Так, для осадков, содержащих больше глинистых частиц, характерны более высокие значения скорости накопления дозы, в то время как песчаные прослои, в особенности обогащенные карбонатным материалом (раковины моллюсков и оолитовые зерна), зачастую имеют скорость накопления дозы менее 1 Грей/тыс. лет (Курбанов и др., 2021).

Первые два образца (198649, 198650) показывают относительно высокие скорости накопления дозы, что характерно для каштановых почв из-за повышенной концентрации радионуклидов. Ниже, образцы, отобранные из опесчаненного лессовидного суглинка, характеризуются относительно низкими скоростями накопления дозы (ниже 1 Грей/тыс. лет). Распределение эквивалентных доз в образцах из слоев 1–4 можно разделить на три группы – 15 Грей (198 649), 25–30 Грей (198 650–198 652) и 83–97 Грей (198 653–198 655). Возраст слоя 1, соотносимого с современной каштановой почвой, показал, что почвообразование в районе разреза Эльтиген происходило на протяжении большей части голоценового времени. Возраст слоев 2–3 располагается в интервале 20–32 тыс. л. н. Датирование образца 198651 показало инверсию в возрасте, однако датировки, полученные для образцов 198651 и 198652, имеют близкие значения и их доверительные интервалы перекрываются, что указывает на высокие скорости осадконакопления около 30 тыс. л. н. В слое 4 также отмечается наличие инверсий, что аналогично со слоями выше может быть объяснено высокими скоростями осадконакопления, а также очень низким содержанием ⁴⁰К, вносящим большой вклад в общую скорость накопления дозы. Разницу в столь низких значениях между 30 и 40 Бк/кг сложно определить даже с помощью высокоточной гамма-спектрометрии. Помимо этого, полученные для лессовых образцов эквивалентные дозы имеют высокую дисперсию (рис. 6а), а для нижнего образца (198655) была получена ограниченная навеска зерен кварца, и было измерено лишь 14 аликвот, что также снижает надежность итоговой датировки. Таким образом, возраст лессов слоя 4, мощностью около 1 м, по-видимому, находится в интервале 90–110 тыс. л. н. Однако, несмотря на инверсии и достаточно высокую дисперсию эквивалентных доз образцов лесса, возраст образцов 198649–198650, 198653, 198655–198659, полученный по кварцу, с учетом доверительных интервалов совпал с возрастом, рассчитанным по полевым шпатам, что указывает на то, что сигнал в кристаллах перед погребением был хорошо обнулен.

Рис. 6.

Дисперсия результатов измерения эквивалентных доз образцов кварца из лессовых отложений (а) и из прибрежно-морских (б).

Толща морских отложений слоeв 5–6 (цикл III) характеризуется постепенным увеличением возраста от ~98 до ~107 тыс. л. н. с несколькими инверсиями. Соотношение pIRIR/Q слоя 5 колеблется в пределах 1.07–1.25 (среднее 1.11), т.е. возраст, полученный по полевым шпатам, на 7–25% древнее возраста, полученного по кварцу, причем, наибольшая разница между датировками наблюдается для верхней части слоя 5. Это явление может объясняться неполной засветкой полевых шпатов в момент формирования переходной от прибрежно-морских к лессовидным отложениям толщи. Дисперсия эквивалентных доз песчаных образцов в сравнении с лессовыми ниже (рис. 6б), что подразумевает более высокую точность итоговой датировки. С глубины 290 см в образцах 198 660–198 665 люминесцентные ловушки в кристаллах кварца оказались полностью насыщены (достигли уровня сатурации), что, по-видимому, является следствием высокой скорости дозы в мелкодисперсных грунтах (до 4.0 ± ± 0.2 Грей/тыс. л.). Для вышеуказанных образцов датирование проведено на основе результатов измерения эквивалентной дозы по полевым шпатам (pIRIR₂₉₀).

Для цикла II (слои 7–8) получено две даты, определяющие возраст этапа в 115–128 тыс. л. н. Нижняя часть карангатских отложений (цикл I, слой 9), судя по датировкам, могла сформироваться в интервале около 133–149 тыс. л. н. Однако, учитывая тот факт, что накопление толщи прибрежно-морских осадков с включением морской фауны в районе разреза Эльтиген могло происходить только в результате поступления в Керченский пролив морских вод вследствие межледниковой трансгрессии Мирового океана (Lisiecki and Stern, 2016), мы определяем возраст I фазы карангатской трансгрессии по верхней границе возрастного диапазона – в 133–135 тыс. л. н. Датировка из светло-сизых глин оказалась запредельной даже для полевых шпатов, все аликвоты в полном насыщении, что может указывать на возраст слоя 10 не менее 250 тыс. л.

Таким образом, в основании разреза вскрываются горизонтальнослоистые глины, на которых с размывом залегают лагунно-лиманные отложения, отвечающие, возможно, узунларской трансгрессии (сигнал кварца и полевого шпата находится в сатурации).

Выше, в толще переслаивающихся лагунных и прибрежно-морских отложений, выделяются три группы датировок, соответствующих трем циклам осадконакопления: 1) в слое 9 (песок) диапазоном 141.7 ± 7.6–140.1 ± 6.9 тыс. л. н.; 2) в слоях 8 (ил) и 7 (песок) диапазоном 128.2 ± 7.3–114.8 ± ± 7.6 тыс. л. н.; 3) в слоях 6 (ил) и 5 (песок-супесь) диапазоном 109.5 ± 15.3–98.0 ± 12.5 тыс. л. н. Данные циклы связаны с изменением режима осадконакопления в районе оз. Палео-Тобечик, что является следствием осцилляции уровня карангатского бассейна на фоне развивающейся трансгрессии.

Первоначальное проникновение вод карангатской трансгрессии в понижение Тобечикского оз. произошло не позднее 141.7 ± 7.6 тыс. л. н. Возраст самого продолжительного этапа прибрежно-морского осадконакопления по результатам датирования определен в 107–98 тыс. л. н. За это время была образована толща морских осадков мощностью около 60 см. Инверсии возраста и некоторое увеличение соотношения возрастов по кварцу и полевым шпатам, по-видимому, указывают на рост объемов поступающего терригенного материала, образующегося в результате берегового размыва, либо активизации эрозионных процессов в многочисленных ныне сухих долинах, впадающих в оз. Палео-Тобечик.

Накопление верхней субаэральной толщи началось не ранее 98 тыс. л. н. Характер распределения аликвот и наличие инверсий указывает на активное накопление лессов. Материал поступал из местных источников, возможно, с осушавшегося подводного берегового склона.

Маломощный горизонт на глубине 0.75–0.95 м с включением переотложенных раковин морских моллюсков, гальки и гравия имеет возраст 31.2 ± ± 3.2 тыс. л., что соответствует концу брянского интерстадиала (МИС 3), и, судя по возрасту нижележащих отложений, накапливался он с эрозионным размывом. Возможно, в это время произошла активизация притоков оз. Палео-Тобечика.

ВЫВОДЫ

1. Отложения южной части стратотипического разреза карангата Эльтиген изучены малакофаунистическим методом и методом оптически стимулированной люминесценции. Биостратиграфический анализ малакофауны подтвердил принадлежность вскрытых в разрезе морских отложений карангатской трансгрессии Черного моря. Люминесцентное датирование выполнено по протоколам OSL и pIRIR₂₉₀, по итогам которого было получено 17 датировок, характеризующих разные этапы развития территории. При датировании отложений были проведены все необходимые для проверки надежности результатов тесты. Итоговые даты по кварцу и полевым шпатам показали хорошую сходимость в пределах доверительных интервалов, что говорит о высокой надежности полученной хронологии. Результаты ОСЛ-датирования показали, что осадконакопление карангатских отложений в южной части разреза Эльтиген происходило в конце МИС 6 и на протяжении МИС 5е-с.

2. На основе малакофаунистического анализа в толще морских отложений выделяется три цикла осадконакопления, разделенные эрозионными перерывами. Первый характеризуется обедненным комплексом эвригалинных моллюсков, его возраст по нижней границе доверительного интервала составил около 135–130 тыс. л. (МИС 6–МИС 5е). Второй представлен бо́льшим разнообразием эвригалинных видов, в составе которого появляются умеренно стеногалинные виды, его возраст оценен интервалом 130–115 тыс. л. н. (МИС 5e). Третий цикл характеризуется комплексом, где доминируют умеренно стеногалинные виды, его возраст оценен в 115–95 тыс. л. (МИС 5d–c).

3. Анализ экологических предпочтений различных видов моллюсков в обнажении показал, что среда бассейна изменялась в сторону увеличения солености. Наибольшее видовое разнообразие с наличием умеренно стеногалинных видов наблюдается в самой верхней пачке смятых в седиментационные складки песчаных отложений возрастом около 110–95 тыс. л.

4. Накопление верхней субаэральной толщи началось не ранее 95 тыс. л. н. В разрезе выделяется наличие значительного перерыва осадконакопления в период между 95 и 35 тыс. л. н. Во время брянского интерстадиала (МИС 3) в прилегающей к разрезу территории в районе 30 тыс. л. н. произошло увеличение водности притоков оз. Палео-Тобечик.