Evolution of the main geomorphological structure of the Holocene Kuban river delta

Full Text

Введение

Дельта р. Кубани — весьма интересный объект для изучения, что связано с тем, что хотя современный облик ее рельефа сложился в основных чертах за последнее тысячелетие, но основные ее элементы изменяются и в настоящее время.

Вопросы строения и развития дельты рассматривались во многих исследованиях, главным образом по ее гидрологии и хозяйственному освоению. Работы по геолого-геоморфологическому строению менее многочисленны, особенно это относится к анализу современного рельефа дельты и его происхождения, которые [1–11] в основном посвящены не геоморфологическим структурам, а природным объектам. В предлагаемой работе дан анализ строения современного рельефа дельты р. Кубани и истории его возникновения.

Материалы и методы исследований

В данной работе используются литературные данные и многочисленные материалы, полученные авторами при полевых исследованиях. В их числе материалы бурения скважины ACHU-1 глубиной 16 м, пройденной в 2016 г. в 1.6 км выше левого устья правого рукава (р. Протока) Кубани, между руслом и берегом моря (45°43ʹ11.2ʹʹ с. ш., 37°45ʹ49.5ʹʹ в. д.) на абс. высоте 1 м. Из керна было отобрано 65 образцов для проведения гранулометрического, малакофаунистического и радиоуглеродного анализов. Гранулометрический анализ выполнен с помощью прибора Fritsch Analysette 22 NanoTec Plus. Радиоуглеродные даты трех образцов раковин моллюсков получены в лаборатории геохронологии СПбГУ (Индекс ЛУ).

Геоморфологическое строение современной дельты р. Кубани

Общее положение, границы и основные черты рельефа. Географическое положение дельты: 44.984°–46.066° c. ш. и 36.841°–38.336° в. д. Длина 70 км, площадь устьевого взморья около 500 км ². Общая площадь 4870 км ² [3] и 6392 км ² [6] — с учетом древней дельты.

Длительная история тектонического погружения дельты р. Кубани, сток ее вод и наносов, колебания уровня Азово-Черноморского бассейна и перемещение его береговой линии обусловили основные особенности строения ее рельефа. Современная дельта р. Кубани относится к неприливному типу. Это малорукавная дельта с прибрежной низменной полосой, заполненной лагунами и плавнями, граничащая с открытым приглубым устьевым взморьем. Морской край дельты имеет сравнительно плавные очертания и омывается Азовским и Черным морями. Основная часть ее — низменная плоская аккумулятивная равнина, осложненная положительными и отрицательными формами мезорельефа. Лишь на территориях, ограничивающих с севера и юга дельту, отмечаются повышенные формы рельефа (высокие равнины и холмистые гряды).

Максимальные высоты (до 8–9 м) в дельте приурочены к ее привершинной части — хутор Тиховский, станицы Троицкая и Славянск-на-Кубани, в районе станицы Петровской — до 4–5 м, севернее, в лиманно-плавневой зоне преобладают высоты 1–2 м.

Верхняя граница дельты Кубани совпадает с ее вершиной. Морской край дельты имеет сравнительно плавные очертания и делится на две части — азовскую и черноморскую. Первая имеет значительную протяженность и прослеживается от северной оконечности г. Приморско-Ахтарска до пос. Пересыпь. Два ее крупных выступа находятся в районе мыса Ачуевский и Ачуевской косы. Она разбита многочисленными разрывами береговой линии, приуроченными к устьям дельтовых рукавов и морских проток (гирл). Длина Азовского берега 139 км. Черноморский берег дельты протягивается прямолинейно от пос. Витязево до пос. Артюшенко и не имеет разрывов. Значительный участок берега приходится на Бугазскую и Витязевскую песчаные косы. Длина черноморского отрезка структуры 32 км. Общая протяженность берегов дельты 171 км.

Боковые границы дельты определяются весьма условно. На западе это Ахтанизовская и Кизилташская система лиманов разделяющая пологие холмистые гряды зоны Керченско-Таманского периклинального прогиба. Восточная граница структуры проходит вдоль русла рукава Протока, далее вдоль ерика Глубокий и огибает Рудневские плавни.

Основные геоморфологические структуры

В современном рельефе дельты Кубани можно выделить три крупные геоморфологические структуры (рис. 1): старую дельту, молодую дельту и Кубано-Таманский район. Все они имеют голоценовый возраст.

 

Рис. 1. Районирование дельты Кубани и прилегающих территорий [3]

Границы: 1 — современной дельты, 2 — районов внутри современной дельты; 3 — номера районов (1 — старая дельта, 2 — приморский плавневый и лагунно-лиманный район, 3 — Темрюкско-Курчанско-Анастасьевская гряда, 4 — Кубано-Таманский район, 5 — древняя дельта, 6 — Анастасьевско-Краснодарская антиклинальная зона, 7 — северо-западное окончание Кавказского поднятия, 8 — Таманский холмисто-равнинный район, 9 — Прикубанская степная равнина)

 

Старая дельта образует внутреннюю часть голоценовой дельты. Она расположена между прибрежным лиманно-плавневым районом (молодая дельта), руслом рукава Протока и Темрюкско-Курчанско-Анастасьевской грядой, а восточнее граничит с древней дельтой Кубани. Это относительно плоская низменная равнина с уклоном на северо-запад, с высотными отметками 8–9 м в привершинной части, и до 1–2 м в западной. Для поверхности старой дельты характерны многочисленные, высохшие брошенные русла рукавов и ериков, ограниченные прирусловыми валами. Межгрядовые понижения плоские, неглубокие, в прошлом заболоченные. По материалам бурения в приазовской части старой дельты установлены протяженные погребенные бары витязевского и каламитского времени голоцена (рис. 2), широкими дугами, протянувшиеся вдоль древнего ее края. На юго-востоке старая дельта р. Кубани граничит с древней, рельеф которой близок по строению к старой, но более контрастен, с высотными отметками до 10–20 м. Он осложнен серией хорошо выраженных в рельефе серией надпойменных террас Кубани.

 

Рис. 2. Реконструкции голоценовых береговых баров и прирусловых валов в устье Кубани [3]

1 — холмисто-грядовые равнины; 2 — море; 3 — дельтовые и прибрежно-морские низкие равнины и акватории лиманов; погребенные бары: 4 — витязевской трангрессии, 5 — каламитской стадии, 6 — джеметинской стадии, 7 — нимфейской стадии; 8 — крупные береговые валы

 

Молодая дельта. Это низкая приморская и самая молодая часть дельты, находящаяся в процессе формирования. По площади это самый крупный район. В тыловой части дельты преобладают прирусловые валы (гряды), разделяющие плоскодонные депрессии, часто заболоченные. Наиболее крупные гряды расположены вдоль русел Кубани и Протоки.

В приморской части молодой дельты широко развиты морские бары джеметинского и нимфейского возраста, сложенные морским ракушечником и песком (см. рис. 2). Они образуют систему Приазовских лиманов и плавней, протягивающихся вдоль Азовского моря полосой в 130 км, шириной 10–35 км. Отметки днищ депрессий близки к уровню моря, а разделяющих их баров — 0.5 м. В береговой зоны западной части молодой дельты на несколько десятков километров протягивается крупный бар, сложенный ракушником, шириной 30–100 м и высотой 0.5–1.0 м над у. м. [8].

Основные отличия рельефа молодой дельты от старой заключаются в следующем: 1) более низком гипсометрическом положении и контрастном рельефе (валы, депрессии и др.); 2) широком развитии морских форм рельефа (баров, пересыпей); 3) незавершенности (молодости) ее геоморфологического строения.

Кубанско-таманский геоморфологический район располагается вдоль среднего и нижнего участков рукава Кубани. На юго-западе омывается водами Черного моря, а на северо-западе — Азовского. По обоим бортам русло Кубани обрамляют неогеновые коренные гряды. На левобережье, у Черного моря, это — Благовещенская гряда, а по правому берегу — более крупная Темрюкско-Курчанско-Анастасьевская (см. рис. 1), состоящая из трех отдельных, вытянутых в один ряд коренных массивов. Длина гряды около 24 км, ширина доходит до 5 км, а высота до 120 м над у. м. По своему происхождению (поднятые тектонические блоки) гряда никак не связана с дельтой.

Кубано-Таманский район имеет сходные черты рельефа со старой и молодой дельтами. С первой его сближает относительно высокое гипсометрическое положение (до 4 м) и широкое развитие обширных плоских котловин. Распространенными формами мезорельефа являются ерики. С молодой дельтой район сближает наличие в его приазовской части системы обширных неглубоких понижений, занятых плавнями, а в приморской части — лиманами. С востока и юго-востока к современной дельте примыкает древняя террасированная дельта р. Кубани, существовавшая в позднем плейстоцене. На ее уплощенной поверхности многочисленны отмершие ерики.

Характерные черты современного рельефа

В геоморфологическом строении дельты большая роль принадлежит ее основным формам мезорельефа: береговым и прирусловым валам, депрессиям лиманов, плавней и руслам речных проток. Все положительные формы рельефа представлены аллювиальными или морскими образованиями: прирусловыми валами и береговыми грядами.

Прирусловые валы в дельте встречаются повсеместно. Они образованы различными по водности дельтовыми протоками, окаймляют современные и отмершие русла и часто ограничивают межгрядовые депрессии пониженные, обычно занятые лиманами и плавнями. Ширина валов — десятки метров, протяженность — до 10–15 км; они сложены песчано-илистыми аллювиально-дельтовыми образованиями. Наиболее высокие (3–5 м) прирусловые валы располагаются вдоль основных рукавов Кубани и Протоки. На небольших протоках высота валов меньше 2–3 м, а в приморской части высота валов снижается до 0.5 м.

В прибрежной зоне дельты широко развиты и хорошо выражены в рельефе береговые бары, образованные в процессе затопления и переработки устьевого взморья в условиях тектонического погружения и при неоднократных осцилляциях уровня моря. Бары сложены тонкими морскими песками и протягиваются дугой на десятки километров вдоль восточного побережья древне-кубанского залива, где разграничивают отдельные лагуны и их системы. Высота баров обычно составляет 0.5–2.5 м, максимальная до 3 м, протяженность может достигать 20–30 км.

Наиболее древние береговые бары в дельте обнаружены на удалении 15–30 км (до 35–40 км) от берега. Они отчетливо прослеживаются к югу от Ахтарского лимана и к западу от рукава Протока. Максимальные отметки баров 2.5–2.6 м. Ближе к морю располагаются более молодая система гряд (Жестерская). На морском крае дельты находятся современные береговые бары. Наиболее крупные из них образуют сложно построенные пересыпи. Так Бугазская пересыпь дельты Кубани, изолирующая Бугазский лиман, в основании сложена толщей лиманно-лагунных илов, мощностью более 8 м, охарактеризованных фаунистическим комплексом Cerastoderma glaucum, датируемый возрастом 1413 (до н. э.) — 649 (н. э.), выше лежат опесчаненные алевриты с фауной Chiona gallina, Cerastoderma glaucum, Abra ovata и др.

На северо-востоке дельты располагается обширный современный береговой бар — Ачуевская коса, образующий нынешний морской край дельты.

Характерная черта рельефа Кубанской дельты — плоские депрессии (впадины), очень разнообразные по форме и расположенные на 0.5–2.0 м ниже уровня моря в приморской части. Бóльшая часть депрессий дельты обводнена и представляет собой слабо выраженные неглубокие понижения между речными протоками. Среди них выделяются лагуны, лиманы и плавни. Все они возникли вследствие изоляции береговыми барами частей древних заливов, с последующим заполнением морскими и речными осадками во время сезонных речных разливов и нагонов морских вод. Площадь и глубина депрессий различна. Максимальная площадь дна отмечается для лиманов Кизилташский (138 км ²), Ахтанизовский (93.7 км ²) и Витязевский (56.7 км ²), максимальная глубина и глубина днища превышает 2.4 м. Средняя площадь депрессий в дельте р. Кубани и их глубина оценивается в 1.5–10.0 км ² и 1.0–1.5 м [3]. Наиболее значительные депрессии (лиманы) расположены на севере, западе и юго-западе дельты. В центральном массиве они более мелководны (~1.0 м) и меньше по площади. В центральном и северном участках дельты депрессии вытянуты к северу и образованы при отшнуровании плоских впадин береговыми барами. На юго-западе дельты, депрессии вытянуты с запада на восток, что определяется структурно-тектоническим рисунком территории.

Ложа депрессий плоские, заполненные литологически разнообразными аллювиально-морскими осадками. Среди них обычны тонкие песчано-илистые грунты, обогащенные речным ракушечным детритом, морские ракушечные пески и промежуточный тип — тонкодисперсные органогенные илы. По характеру строения депрессии лиманов и плавней однотипны. Депрессии плавней отличает лишь крайне незначительная глубина (до 1 м) и характер гидродинамического режима — полностью застойный, с соответственными терригенно-органогенными осадками. Отрицательные формы рельефа дельты разнообразны и представлены: руслами крупных водотоков, мелкими протоками и гирлами.

Основные водотоки дельты — это русла Кубани и Протоки с низкими плохо выраженными поймами, располагающиеся на низменной дельтовой равнине. Протяженность и коэффициент извилистости русел Кубани и Протоки соответственно 118.5 км, 1.74 и 135.5 км и 1.91. Ширина и глубина их русел достигает 92 м и 3.3–3.5 м [3].

Преобладающий морфодинамический тип русел — излучины с шагом 0.1–1.4 км, перемежающийся с прямолинейными участками. Для рельефа днищ проток характерны разнообразные донные формы: рифели (h — 0.1 м), дюны (h до 1.2 м), перекаты и песчаные валы (h до 5–6 м). Рукава разветвляются на многочисленные протоки и ерики. Ширина последних oт 10 до 50 м, а глубина достигает 3 м. Прибрежные участки дельты с морем соединяют гирла — короткие плоскодонные протоки с двусторонним течением.

Для всего речного рельефа характерна быстрая изменчивость формы и конфигурации, протекающая с разной скоростью, что обусловлено нестабильностью гидродинамической обстановки.

Геологическое строение скважины ACHU-1

Вблизи рукава Протока на абс. высоте 1 м была заложена скважина с целью изучения региональной динамики развития дельты р. Кубани (рис. 3). В строении вскрытых скважиной отложений можно выделить 7 горизонтов.

 

Рис. 3. Схема литологического строения скважины ACHU-1

 

1. Современная песчаная черная почва с растительным и раковинным детритом. Нижняя граница четкая, выделяется по цвету. Мощность 0.2 м.
2. Пески мелкозернистые (Md = 160–200 мкм) от темно-серых до бежевых, с обломками и целыми раковинами Cerastoderma glaucum (калиброванный ¹⁴С возраст раковин 250±130 лет (ЛУ-8426)), нижняя граница четкая по цвету и исчезновению фауны. Мощность 2.9 м.
3. Пески и супеси мелкозернистые (Md = 160–220 мкм) темно-серые иловатые, серо-сизые и черные, слоистые, в верхней части с раковинным детритом; нижняя граница нечеткая по структуре и составу. Мощность 3.2 м.
4. Глины легкие и средние (Md = 3.1–7.9 мкм) серые и темно-серые до черных, реже сизо-серые, преимущественно иловатые, неясно слоистые, в верхней части слабо опесчаненные, нижняя граница нечёткая, выделяется по появлению следов морской фауны. Мощность 5.9 м.
5. Чередование илисто-глинистых (Md = 3.2–6.0 мкм) прослоев, в верхней части темно-серых и черных, с детритом. В подошве — серо-сизых и сизых с послойным скоплением раковин Cerastoderma glaucum и Ostrea edulis (калиброванный ¹⁴С возраст раковин Cerastoderma 3030±100 лет (ЛУ-8427A), раковин Ostrea 3010±130 лет (ЛУ-8427B)). Нижняя граница четкая по цвету. Мощность 1.2 м.
6. Глины тяжелые коричневые, реже серо-коричневые (Md = 2.0–2.7 мкм), без включений; нижняя граница четкая, волнистая; выделяется по цвету и появлению новообразований. Мощность 0.6 м.
7. Глины красно-коричневые (Md = 2.3–4.1 мкм), состав утяжеляется вверх по разрезу, с друзами гипса. Мощность до забоя 2.0 м.

Строение скважины позволяет проследить смену природных обстановок, начиная с периода позднего голоцена, и динамику развития дельты р. Кубани в данном районе.

Верхний почвенный горизонт сформировался во время субконтинентального этапа развития. На основе радиоуглеродных датировок начиная с 3 тыс. л. н. была получена приблизительная скорость осадконакопления — около 4.4 мм/год. Пески из второго горизонта, по которым была получена радиоуглеродная дата Cerastoderma glaucum (250±130 лет), соответствуют развитию пляжной формации с активной гидродинамикой и относятся к современной трансгрессии (~0.3–0.1 тыс. л. н.). Пески и супеси третьего горизонта могли образоваться в отчлененном лимане (аллювиально-озерный генезис), возможно в конце его связи с морем в поздненимфейское время (~1–0.3 тыс. л. н.). Глины четвертого горизонта накопились в заболоченном внутридельтовом озере, редко соединявшемся с сетью рукавов и морем в период фаногорийской регрессии и ранненимфейскую подстадию (~2.5–1 тыс. л. н.), Пятый горизонт характеризует лагунные (озерно-морские) условия развития со слабым гидродинамическим режимом (джеметинская трансгрессия). Наличие в горизонте фауны моллюсков Ostrea edulis (3010±130 кал. л. н.) и Cerastoderma glaucum (3030±100 кал. л. н.), предпочитающих мелководные участки лагун и лиманов с обильным глинистым субстратом могут подтверждать данное предположение. Глины шестого горизонта представляет собой перемытую несколькими морскими трансгрессиями кровлю нижележащего (седьмого горизонта) и предположительно имеют эолово-морской генезис и ранне-голоценовый возраст. Седьмой горизонт имеет эоловый генезис. Он соответствует развитию аридных условий, предположительно существовавших в конце позднего плейстоцена.

История развития голоценового рельефа дельты р. Кубани

Рельеф дельты р. Кубани молодой, голоценовый. Основными факторами его образования были крупномасштабные колебания уровня Азово-Черноморского бассейна, волноприбойное воздействие, сгонно-нагонные явления, вдольбереговое перемещение наносов, сток вод и наносов р. Кубани и его распределение по площади дельты, миграция и переформирование рукавов и проток, а также деятельность человека. Во время голоценовых трансгрессий прибрежные районы дельты затапливались, дельтовые рукава дробились, и образовывалась многорукавная дельта с сопутствующим рельефом. В эпоху падения уровня моря увеличивалась площадь дельты, ее край выдвигался вглубь морской акватории, оформлялся контрастный рельеф крупных речных рукавов. При относительной стабилизации уровня моря в прибрежной зоне активно образовывались береговые бары, расчленявшие приморское побережье на обширные неглубокие депрессии — основное сосредоточение лагун и лиманов.

Послеледниковые трангрессии Азово-Черноморского водоема, имели сложный колебательный характер. В начале голоцена произошла фландрийская трансгрессия (бугазская стадия) (таблица), в дальнейшем — древнеазовская с витязевской и каламитской стадиями и новоазовская (джеметинская). Затем фанагорийская регрессия позднего голоцена сменилась трансгрессивной нимфейской стадией и ее новейшим завершением. В свою очередь, все эти стадиальные эпохи состояли из ряда трансгрессивно-регрессивных подстадий (фаз), существенно осложнявших общий геоморфологический тренд развития дельты.

 

Таблица

История развития рельефа дельты р. Кубани

Время		Эпоха	Стадии развития Черноморско-Азовского бассейна		Уровень моря, м	Время, тыс. л.	Геоморфологические события
Голоцен	Современный	Образование современной дельты	Последняя (позднеголоценовая)	Новейшая	0.0	0.3–0.0	Оформление современного геоморфологического облика дельты. Образование прибрежной зоны (молодой дельты), ее основных рукавов и геоморфологических лопастей. Образование рельефа крупных аллювиальных и прибрежно-морских гряд (джеметинской и нимфейской) и прибрежного ракушникового вала вдоль морского края дельты
	Поздний			Нимфейская	0.0–1.0	2.6–0.3
				Фанагорийская	5.0–5.9		Обсохший рельеф дельты частично эродирован палеоруслами Кубани
	Средний		Новоазовская (джеметинская)		до 0	5.9–2.6	Формирование рельефа переходного района. Погребенных баров (витязевской и каламитской) стадий трансгрессии
			Древнеазовская	Каламитская	до –3.0	7.0–5.9
				Витязевская	до –10.0	7.9–7.0
	Ранний	Предыстория	Бугазская		до –16.0	9.5–7.9	Образование рельефа старой дельты, начало формирования основных рукавов дельты
Поздний плейстоцен	Поздний		Новоэвксинская	Новоэвксинская	до –19.0	16.0–12.5 -12.5– -9.8	Рельеф древней дельты
				Антская, Еникальная
	Ранний

 

Выделяются две крупные эпохи образования рельефа дельты р. Кубани — предыстория и время стадиального формирования современной дельты (см. табл.) [3]. Весьма продолжительная и сложная предыстория дельты началась в конце позднего плейстоцена и завершилась каламитской трансгрессией (~16.0–7.0 (6.0) тыс. л.), когда устье Пра-Кубани было затоплено и представляло собой обширный мелководный залив, к которому тяготела древняя дельта Кубани.

Древняя дельта располагалась на правобережье Кубани и южнее. Это была относительно ровная, закрытая аллювиальным плащом, слаботеррасированная поверхность с отметками, превышавшими современный уровень моря, от 10–20 м на юге, до 2 м на севере. Для ее рельефа были характерны многочисленные разнообразные плоские заболоченные старые русла рукавов и ериков, ограниченные прирусловыми валами высотой до 4.5 м.

В истории развития современного рельефа дельты р. Кубани выделяются три эпохи (стадии).

Первая соответствовала новоазовской (джеметинской) стадии голоценовой трансгрессии (5.9–2.6 тыс. л. н.), когда образовался рельеф старой дельты и западной части Кубано-Таманского района, древние рукава Кубани, их притоки и более мелкие протоки. В это же время, на границе старой и молодой дельт образовались береговые валы различных фаз джеметинской трансгрессии. Часть современной дельты занимал залив, изолированный от моря системой кос [5], активно заполнявшийся аллювием.

Второй этап формирования рельефа дельты (2.6–0.3 тыс. л. н.) начался с фанагорийской регрессии (2.6–2.3 тыс. л. н.), во время которой обсохшая часть дельты активно эродировалась разнообразными дельтовыми протоками р. Кубани.

В нимфейскую стадию голоценовой трансгрессии (2.3–0.3 тыс. л. н.) происходит образование крупных аллювиальных и прибрежно-морских гряд и ракушечного вдольберегового вала. Считается, что современные рельеф и границы дельты Кубани оформились во второй половине последнего тысячелетия, когда во время последней регрессивной фазы нимфейской трансгрессии, когда уровень моря упал на 2–4 м [3]. В нимфейское время образуются самый молодой лиманно-плавневый район дельты Кубани и восточная часть Кубано-Таманского района.

На современном этапе (последние 200–300 лет) отдельные участки молодой дельты находятся в стадии формирования. Активно образуются второстепенные дельты выдвижения основных рукавов. Усиливается антропогенное рельефообразование. Оно выражается в отмирании черноморского рукава, из-за постройки нескольких систем оросительных каналов, сопровождавшееся осушением большинства ериков, мелких проток и некоторых лиманов. Также был зарегулирован кубанский сток (Краснодарское водохранилище, Тиховский гидроузел), что вызвало дефицит речных наносов, приведший к замедлению аккумуляции на активных участках выдвижения дельт и к размыву побережья и большинства участков морского края дельты Кубани.

На примере данных полученных по скважине ACHU-1 хорошо прослеживаются основные этапы развития дельты р. Кубани. Так, предположительно, глины седьмого горизонта продукт аридных условий конца позднего плейстоцена. После этого, за счет сложного колебательного характера гидродинамических обстановок в начале голоцена вызванных трансгрессиями возникла толща шестого горизонта, сложенная переотложенными глинами. Лагунные отложения пятого горизонта были сформированы во время развития джеметинской трансгрессии. Озерные отложения четвертого горизонта отвечают фанагорийской регрессии. Озерные условия в данном районе существовали и в ранненимфейскую подстадию. Отложения третьего горизонта, вероятно, возникли при повороте русла Протоки и впадении ее или ее рукава в лиман, что происходило на фоне постепенного подъема уровня моря в поздненимфейское время. Пески с обломками раковин второго горизонта отвечают развитию пляжа и относятся к современной трансгрессии. Верхний почвенный горизонт начал формироваться с выдвижением дельты Протоки (последние 100 лет).

Самостоятельный интерес представляют вопросы происхождения и эволюции аккумулятивного обрамления азовской дельты р. Кубани. Серия позднеголоценовых аккумулятивных форм, ограничивавших морской край азовской дельты, в древности имели вид вогнутых дуг, которые на юге опирались на Голубицкую грязевулканическую гряду, а на севере — на выходы коренных пород Тимашевской ступени, испытывавшие поднятие. При относительно более низком положении уровня моря на формирование дуг в северной части могли оказывать влияние донные аккумулятивные формы, связанные с палеоконусом выноса р. Бейсуг (“Железновская банка”). Наиболее выраженная в серии таких аккумулятивных дуг — Мостовянско-Казачья гряда, протягивающаяся к востоку от устья Петрушина рукава до северной оконечности Ачуевской косы, сформировалась около 2.2–1.7 тыс. лет назад в ходе ранних фаз нимфейской трансгрессии Азово-Черноморского бассейна. По-видимому, временная стабилизация уровня в XVI–XVIII вв. и общее неотектоническое опускание территории в голоцене предопределяли выдвижение рукава Протока, обусловившее прорыв аккумулятивного барьера и выход речного устья на открытое взморье. Локальный рост поступления речных наносов в береговую зону между приустьевыми зонами Протоки и пос. Большие Жестеры привел к образованию крупного аккумулятивного выступа — Ачуевского мыса, сопровождавшегося выдвижением береговой линии на расстояние свыше 12 км. Дефицит наносов на расположенном южнее участке — Вербяной косе — обусловил формирование слаборазвитого, прерывистого берегового вала и общее отступание береговой линии.

Развитие устьевой зоны Кубани протекало на фоне неоднократной сменой трансгрессивно-регрессивных фаз за небольшие временные промежутки (1–2 тыс. л.), что накладывало отпечаток на механизм формирования дельт, стратиграфию дельтовых отложений, эволюцию устьевых областей и динамику гидрографической сети. Во время трансгрессивных периодов в устьевой области Кубани происходило образование лиманов-заливов. Гидравлический подпор провоцировал активную миграцию русла Протоки в пределах обширного мелководного залива, что сопровождалось формированием лиманно-дельтового ландшафта во внешних частях дельты, отделенной от моря аккумулятивным барьером. Выполнение лиманно-заливных водоемов, прорыв окаймляющего приустьевые зоны аккумулятивного барьера и формирование дельты выдвижения на открытом побережье происходили в условиях стабилизации и относительном понижение уровня моря. В позднем голоцене образовывается обширная приустьевая зона аккумуляции азовской дельты, примером которой служит аккумулятивный выступ Ачуевского мыса. Судя по особенностям плановых очертаний позднеголоценовых аккумулятивных барьеров, выделяемых в пределах Азовского дельты Кубани, замедление трансгрессии в позднеджеметинскую фазу (4.5–2.6 тыс. л. н.) сопровождалось активизацией выдвижения устья Протоки, ее кратковременным выходом на открытое взморье и формированием аккумулятивного выступа палео-дельты. Перестройка речной сети в трансгрессивно-регрессивные ритмы сопровождалась плановыми миграциями устьевых зон и общим ее смещением к северу.

Благодарности. Исследование выполнено при финансовой поддержке РГО (договор 07/2016-Р) и РФФИ (№ 18-05-00296).

Acknowledgments. The study was funded by Russian Geographical Society (07/2016-R) and Russian Foundation for Basic Research (No. 18-05-00296).

About the authors

A. A. Svitoch

Lomonosov Moscow State University

Author for correspondence.
Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

D. V. Magritskiy

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

A. V. Porotov

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

R. R. Makshaev

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

N. A. Tyunin

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

D. V. Semikolennykh

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

V. А. Dikarev

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

T. S. Kluyvitkina

Lomonosov Moscow State University

Email: a.svitoch@mail.ru

Faculty of Geography

Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files