Кадастр жесткокрылых насекомых (insecta: coleoptera) Предкавказья и сопредельных территорий - Сергей Пушкин

Другим важным событием киммерийскоговека явилось исчезновение северного пролива и соединение Кавказа с Южнорусской равниной, покрытой травянистыми формациями, что способствовало обогащению Северо-Кавказской флоры и фауны степедобными видами. По всей вероятности, уже в конце понтического века с Южнорусской равнины на равнины предкавказья проникли степные виды из рода Harpalus и средиземноморские из рода Ophonus.

Следовательно, становление фауны жужелиц степной зоны Северного Кавказа происходило в плиоценовую эпоху. Ведь территория Центрального Кавказа происходило в плиоценовую эпоху. Ведь территория Центрального Предкавказья вплоть до неогена находилась под водой. Лишь в миоцене началось поднятие будущей Ставропольской возвышенности, а в плиоцене (поздний сармат-понт), как уже было сказано. Создались возможности для проникновения сюда элементов западноевропейской фауны. В то же время миграция представителей переднеазиатской фауны могла происходить в течение плиоцена и до наших дней через наиболее ксеротермную оконечность Большого Кавказа. В плиоцене это была теплолюбивая и сухолюбивая фауна, близкая к современной средиземноморской, имевшая широкое распространение в Европе и Азии. Оphonus, судя по всему, скорее средиземноморская группа и лишь немногие виды – чисто степные.

Необходимо отметить, что изменение климата в сторону похолодания и усиление сухости в плиоцене и верхнем миоцене не было ровным и только нарастающим. Напротив, наблюдались чередования периодов степным и влажным с холодным и сухим климатами. Факт таких чередований признается многими геологами и ботаниками. Некоторые даже видят в нем доказательство существования нескольких долей – стоценовых ледниковых эпох (С.А. Ковалевский, 1927), а именно: сарматского. верхнепонтического, верхнеакчагыльского и других оледенений. Хотя взгляды этих авторов оспариваются, однако они, отчасти могут оказаться правильными. Отрицая наличие холодных (субгляциальных) периодов в плиоцене, трудно объяснить не только высокую степень бореализации всей флоры Кавказа, но и явную разно-возрастность эндемичных криофильных видов Кавказа и Передней Азии, а также ступенчатость в гибели тургайских термофильных лесных элементов (Галушко, 1976).

Верхний плиоцен характеризуется дальнейшим усилением похолодания, мощными поднятиями в области Большого Кавказа и опусканием Предкавказья (Милановский, Хаин, 1963). В это время в ачкагыле поднимаются горы Пятигорья (Кузнецов, 1946), отмечается усиление вулканической деятельности. В акчагыле вновь разливается Каспий, восстанавливается Манычский пролив и прекращается обмен кавказской фауны и флоры с таковой юга России.

Климат акчагыла (в начале периода) мягкий, почти субтропический, в предгорьях – семиаридный, в горах более холодный – гумидный. К северу от Маныча, в Поволжье, среднеплиоценовая саванна под влиянием похолодания заменяется степью (Синицин, 1965).

В следующий век – апшеронский – установившийся Манычский пролив опять исчезает и теперь надолго. Каспийское море по-прежнему обширно, достигая на севере Уральска, а на западе – Моздока, в какие периоды – предгорий Центрального Кавказа. Но в отличие от акчагыльского моря, оно замкнуто.

Как и в акчагыле, нарастает похолодание, распространившееся не только на Кавказ, но и на Европу. Следствие этого похолодания – сдвиг всех климатических зон к югу.

Периодические потепления, аридизация и похолодания. наблюдавшиеся в плиоцене, способствовали широкому обмену видов между отдельными горными странами в пределах Кавказско-Переднеазиатского горного сооружения, более отдаленных районов Центральной Азии и Европы, и обмену в пределах Кавказа.

Поднятия Большого Кавказа достигли максимального размаха в апшероне. Общее поднятие его сопровождалось складчатостью в районе передовых хребтов Восточного Предкавказья и Таманского полуострова. В платформенной области Предкавказья обособились сводовые поднятия Ставрополья и Южных Ергенй, а на их периферии – обширные пространства равнин. В полосе предгорий получили развитие долины.

Одновременно в передовых прогибах Предкавказья происходило погружение, что сопровождалось трансгрессией. Манычская долина была проливом. Соединявшим апшеронский бассейн с гурийским.

Современный рельеф Кавказского перешейка сформировался окончательно в апшероне (Сафронов, 1972). В условиях высокогорного рельефа Центрального Кавказа получило развитие оледенение. Климат становился континентальным с выраженной сезонностью. Все ландшафтные зоны, свойственные Кавказу в наше время, Располагались в своих нынешних ареалах.

В четвертичный период на северном склоне Большого Кавказа наметились высокогорная, среднегорная, низкогорная, холмистая и равнинная зоны.

Стабилизировался рельеф Ставропольской возвышенности. В бакинский век определилось современное положение Черноморско-Каспийского водораздела. Вновь стали центрами вулканизма районы Эльбруса. Поднятия гор и излияния лавы привели к созданию гетерогенных экологических условий вокруг гоных систем. Бакинский водоем был мелкий, и воды его в Прекавказье всю Терско-Кумскую низменность, вторгаясь в пределы Манычской ложбины. На западе граница его проходила по линии Гудермес-Червленная-Ачикулак (Рычагов, 1958). На месте Манычской долины существовал широкий, до 40 м. Пролив, соединявший бакинский и чаудинский бассейны. В начале века климат был холодный и влажный, о чем свидетельствует нахождение в отложениях форм влажных сырых лугов и заболоченных водоемов (Палибин,1936), а в конце – сухой и жаркий.

При очередной трансгрессии возник хазарский бассейн, который был мелким и не закрывал возвышенности дохазарского рельефа (Рычагов,1958). В пределах Предкавказья его западная граница совпадала с границей бакинского водоема. Нижехазарский водоем имел сток через Манычский пролив в черноморскую котловину. Верхнехазарский водоем такой связи не имел. Ко времени хазарского бассейна относят процесс расчленения возвышенностей Предкавказья балками, развитие эоловых процессов.

Очередная крупная трансгрессия – хвалынская, сыгравшая немаловажную роль в формировании ландшафтов Восточного Предкавказья, имела две стадии развития. Западная граница бассейна проходила примерно вдоль восточных склонов Ставропольской возвышенности. Спад вод происходил неравномерно и характеризовался как моментами стабилизации, так и повышением уровня на общем фоне регрессии (Квасов, 1975). Воды его уходили на запад через Манычский пролив. Ране-хвалынская трансгрессия закончилась глубокой енотаевской регрессией более 15,8 тыс. лет назад оставившей следы на абсолютных отметках – 43 и 45 м. В развитии верхнехвалынского бассейна выделяют три трансгрессивные стадии: ранне- и позднемахачкалинскую, а также кумскую, при которых уровень вод был близок к нулевой отметке.

Общая регрессия хвалынского бассейна сопровождалась значительной переработкой эрозионными процессами осушившейся территории (Гожев, 1930, Рыжиков, 1950, Рычагов, 1958, 1962), формировались равнинные супесчанные участки и суглинистые впадины, а также песчаные массивы – дельтовые отложения рек. Так, Терский массив – древняя дельта Терека, Ирга-клинский – Куры, Ачикулакско – Бажиганский – Кумы и Горькой, Кумской – результат резкого изменения течения Кумы после сокращения хвалынского бассейна.

Бугристые и грядовые пески возникли в послехвалынское время на участках с ложбинным рельефом в результате эоловых процессов. Палеоботанический материал указывает на существование в этот период умеренного, но сухого климата, что согласуется подобными общеклиматическими изменениями на юге Русской равнины. Установлено, что в раннечетвертичную эпоху произошли географические изменения, приведшие в Европе к некоторому похолоданию, усилению континентальности климата отдельных районов и расширению степных пространств. Первая половина плейстоцена характеризуется развитием сплошных степей, простиравшихся от Британии и Испании на восток, в Азию.

В Предкавказье же послехвалынская регрессия бассейна сменилась новой трансгрессией. Сведения о ее возрасте противоречивы. Называются данные от 3,5— 4 до 6,6–8 тыс. лет (Геллер, 1949; Маев, 1961; Зубаков, 1971; Свиточ, Парунин, 1973; Вахрушенко и др., 1980). Ново Каспийское время характеризуется многократными трансгрессивными и регрессивными формами с общей тенденцией повышения уровня. Так, повышение уровня Каспия отмечалось в уллучайскую стадию трансгрессии с I века до нашей эры до IV века нашей эры (Вахрущенко и др. 1980), а затем – в XV–XVI и начале XIX века (Берг, 1949). Видимо, новокаспийская трансгрессия не внесла существенных изменений в рельеф, поскольку ее воздействию подвергалась неширокая прибрежная полоса от 5 до 30 км. Шириной (Рычагов, 1958).

Ландшафты Западного Предкавказья сформировались раньше, чем Восточного, так как трансгрессии древних черноморских бассейнов были выражены слабее. Так, новоэвсинский бассейн, существовавший 20–14 тыс. лет назад, имел очертания, близкие к современному Черному морю (Квасов, 1957), а современный уровень Черноморского и Азовского морей стабилизировался около 3–4 тыс. лет назад (Квасов,1975).