Природа Западного Крыма в античную эпоху

Опубликовано в «Северо-Западный Крым в Античную эпоху». – 1994. – С. 11 – 29.

 

Работа посвящена общей характеристике природы Западного Крыма в античную эпоху, выяснению и анализу изменений природных условий за этот период вследствие ритмических колебаний климата и антропогенных воздействий. Весьма важен вывод автора о существовании в классическое и эллинистическое время благоприятной климатической ситуации для выpaщивания сельскохозяйственных культур, что связано с достаточно высокой увлажненностью. В статье также предлагается реконструкция древней береговой линии Западного Крыма, содержатся методические рекомендации для построения палеогеографических, палеогеоботанических, палеометеорологических и палеогидрологических локально-региональных моделей.

Для теоретических и практических целей большое значение имеет долгосрочный прогноз направленности, последовательности и скорости изменений ландшафтов, а также представление о причинах их вызывающих. При прогнозировании оперируют, прежде всего, факторами времени и пространства в историческом аспекте. При этом важна разработка приёмов междисциплинарного историко-ландшафтного анализа взаимодействия общества и природы на примерах конкретных теорий. Выявление состояний и изменений природы Западного Крыма в античное время актуально, прежде всего, по двум причинам. Во-первых, это наиболее ранний для Крыма период в той или иной степени отраженный в письменных документах. Во-вторых, регион содержит массовый археологический материал, абсолютно и относительно хорошо датированный. По этим причинам характеристику региона можно использовать в качестве репера для прослеживания последующих изменений ландшафтов Крыма, связанных с их естественной динамикой и антропогенной трансформацией.

В настоящее время по скорости и глубине смены состояний ландшафтов ученые различают три группы изменений: в ходе их «нормального» современного функционирования, динамики и развития (эволюции).

Для практических целей человечество в наибольшей степени интересует познание прогноза динамических смен состояний ландшафтов, так как они во времени соразмерны со сменами поколений людей, отличающихся социальной организацией и уровнем развития науки и техники. Эволюция ландшафтов – это направленное, упорядоченное, поступательное их изменение, протекающее в масштабах геологического времени. Естественно, что эти три группы изменений протекают одновременно, в единстве, и мы стремимся их различать только для удобства изучения. В течение продолжительного времени в эпоху античности мы имеем дело с динамическими и эволюционными изменениями ландшафтов. При этом первые, естественно, подчинены вторым, определяющим их направленность, другими словами, их «стратегию». Средством их познания служит расшифровка разнообразных «следов» прошлых археологически датированных изменений интенсивности и режимов индицирующих их физико-географических процессов (перемещений морских береговых линий, врезов или заполнений наносами балок, смыв или намыв почв и др.). Исходя из принципа актуализма, мы допускаем репрезентативность текущей пространственно-временной организации территории для интерпретации данных анализа «следов» в виде пространственно-временных реперов-индикаторов прошлых изменений физико-географических процессов для целей историко-ландшафтных реконструкций.

В свою очередь смены динамических состояний ландшафтов выражают как бы результат трёх основных одновременно протекающих взаимно наложенных процессов. Один из них представляет собой процесс медленного саморазвития ландшафтов, прежде всего их самого активного компонента – растительности. Два других процесса отражают более быстро протекающие конкретные смены состояний разных ландшафтов в условиях действия двух групп внешних факторов. Первую группу образуют новейшие вертикальные движения геологической основы ландшафтов, изменение климата и зависящие от них колебания уровня Мирового океана и внутренних водоёмов, динамика и эволюция почв и растительности. Вторую группу составляет постоянно возрастающее воздействие человека.

Ландшафты представляют собой пространственно-временные образования. Их динамика и эволюция осуществляются прежде всего в условиях сложно интерференцирующихся разномасштабных ритмических изменений процессов первой группы внешних факторов, протекающих в литосфере, атмосфере и гидросфере. Чем изменения глубже, тем они продолжительнее и проявляются в большем числе ландшафтов. В связи с этим в работе нам придется нередко прибегать к характеристике природных процессов, протекавших на территории большей, чем Западный Крым, и в более продолжительный, чем античное время, период. Это связано с тем, что данные процессы выступали в качестве важных факторов, определявших динамику и эволюцию местных более мелких ландшафтных единиц региона. Значение выявления на историко-археологическом материале тех или иных порядков повторяемости и масштабов территорий проявлений разного рода природных явлений огромно. С одной стороны, это важно для определения состояний ландшафтов (их ресурсных и экологических свойств) в те или иные исторические эпохи, а с другой для того, чтобы на основе их анализа составить прогноз изменений ландшафтов на разные сроки будущего.

Таким образом, к числу важнейших естественных факторов динамики и эволюции ландшафтов Западного Крыма в античное время относятся скорости и направления тектонических движений его частей. Учёные на основе комплексного изучения океанографических, геодезических и геолого-рельефных материалов полагают, что тогда, как и в настоящее время, направления и скорости тектонических движений на полуострове проходили в целом в соответствии с тем, как они осуществлялись в предшествующий геологический этап. Это значит, что положительные геологические структуры (антиклинали) поднимались, а отрицательные (синклинали) опускались. При этом положительные структуры по мере поднятия подвергались размыву, а отрицательные – заполнению осадками.

По геологическому строению, размерам и различиям амплитуды новейших движений нами выделяется для Западного Крыма две морфоструктуры (развивающиеся при ведущей роли тектонических движений) первого порядка (Гришанков и др., 1973, с. 129).

Крымский участок Скифской плиты, складчатый фундамент которой лежит в основе равнин Крыма.

Краевая приподнятая зона Крымского участка Скифской плиты, соответствующая куэстовому низкогорью и наклонным равнинам (в районе Севастополя) предгорного Крыма.

Наряду с этими субширотными участками плиты наблюдаются также три субмеридиональных мегаблока, разделенных крупными зонами разломов – Николаевской (на западе), Ялтинской (в средней части полуострова) и Феодосийской (па востоке). Западно-Крымский мегаблок испытывает наиболее интенсивное погружение с перекосом в сторону юго-западной оконечности (Щербаков и др., 1978, с. 111).

Отдельные крупные блоки Крымского участка Скифской плиты, различающиеся высотным положением, выделяются нами как морфоструктуры второго порядка. В пределах Западного Крыма – это Новоселовская равнина с прямым отражением в рельефе крупного Новосёловского (Евпаторийского) приподнятого блока Скифской плиты; Тарханкутская возвышенная равнина, соответствующая зоне складок в поверхностных горных породах, перекрывающих ступенчато опускающиеся блоки Скифской плиты в сторону Каркинитского прогиба. Наконец, Альминская равнина, соответствующая одноименному прогибу плиты.

Крымское предгорье образовано двумя морфоструктурами второго порядка: наклонными возвышенными равнинами и куэстовым низкогорьем.

Поверхность наиболее устойчивого Новосёловского блока широкая, плоская, усложнена несколькими пологими поднятиями третьего порядка. Плоской вершине противопоставлены сравнительно крутое северное и пологое южное крылья. На последнем сейчас находится Евпатория, а в прошлом располагалась Керкинитида. Тарханкутская возвышенная равнина, окаймляющая с запада и севера Новоселовское поднятие, образована последовательно располагающимися Меловой, Джангульской и Бакальской зонами коротких складок. На западе Тарханкутской равнины хорошо выраженные в рельефе складки зон образуют увалы, разделённые глубокими впадинами-котловинами. Складки южной Меловой зоны наиболее приподнятые, древние и активные. Только они в своем восходящем движении превышают скорость общего погружения западного конца Западно-Крымского мегаблока. К северу от них в сторону Каркинитской впадины возрастает скорость погружения мегаблока в целом. Исключение составляет сам Перекопский перешеек, разделяющий Каркинитскую и Сивашскую впадины. Он испытывает поднятие. На этом фоне антиклинальные складки погружаются намного медленнее, так как они растут относительно в свою очередь прогибающихся синклинальных складок. Следовательно, мысы погружаются в сравнительно меньшей мере, чем разделяющие их центральные части бухт. По этой причине практически невозможны находки остатков античных поселений на берегах бухт Каркинитского залива. В свою очередь глубина их погружения в наносы на суше и в море зависит как от местонахождения, так и от положения на частях (в осевой зоне или на склонах) синклинальных складок.

Большую часть предгорья Западного Крыма занимают наклонные равнины, которые образуют водораздельные пространства между долинами крупных рек. Среди них как структуры третьего порядка выделяются наклонные известняковые размываемые (Гераклейская) и аккумулятивная (в районе с. Любимовка) равнины. В целом эта часть Западно-Крымского мегаблока также вовлечена в погружение, в результате чего образовались глубокие бухты районе Севастополя, а в прошлом Херсонеса.

Таким образом, в качестве тектонически наиболее устойчивого места-репера в западной части и в целом в Крыму следует считать местонахождение Керкинитиды. Относительно него можно с наибольшей достоверностью устанавливать климатически обусловленные колебания уровня Черноморского бассейна в том числе с доантичного времени. Интенсивность тектонических процессов в литосфере, как отмечалось, не постоянна. Для нее характерны периоды ускорений и замедлений скоростей, а поэтому для усреднения необходимы продолжительные сроки наблюдений. В свою очередь наименее тектонически устойчивы местоположения в вершинах бухт, прежде всего побережья Каркинитского залива.

Выявление колебаний климата является наиболее важным документом для определения скоростей динамических изменений и эволюции ландшафтов, изменений их ресурсных и экологических свойств. Трудность их выявления заключается в том, что климат, будучи ведущим энергетическим фактором, в то же время является очень изменчивым и невещественным компонентом ландшафта. Изменения его в прошлом восстанавливают обычно опосредованно, через анализ (индикацию) «следов», содержащихся во множестве публикаций по географии, истории, археологий, палинологии, этнографии, топонимике, записей путешественников, литературных произведений, имеющих необходимую для этих целей информацию. Квалифицированные геоботанические и географические описания, метеорологические и гидрологические ряды наблюдений существуют лишь для последнего столетия. Данные, полученные другими методами для более давних эпох, относительно надежны только при условии сочетания с анализом письменных свидетельств. Для Крыма античного времени таковыми являются прежде всего описания в древнегреческих и римских источниках, а также результаты палинологических исследований. Для палеоклиматических реконструкций приходится также прибегать к определению закономерностей пространственно-временной изменчивости климата за инструментальный период его изучения в последнем столетии с тем, чтобы использовать выявленные корреляционные связи между современными колебаниями климатов Крыма и при необходимости очень удаленных от него стран.

Сейчас в мире наиболее распространенным палеогеографическим эталоном периодизации голоцена считается модифицированная схема Блитта-Сернандера. Она тесно связана с радиоуглеродной хронологией, выполненной Е. Нильсоном, по методу С14 пыльцевых комплексов из разреза болота на юге Швеции. Схема отражает общие тенденции эволюции растительности под влиянием изменений климата в голоцене на севере Западной Европы (Хотинский, 1977, с. 13). Для севера нашей страны Н. Хотинский (с. 16) несколько изменил временные рубежи выявленных климатических эпох. Мы используем их в данной работе.

Исходя из схемы, во второй половине голоцена выделяется три крупные климатические эпохи – атлантическая, суббореальная и субатлантическая. Постепенное, с отдельными фазами похолоданий, потепление климата в Северном полушарии Земли после эпохи последнего Валдайского оледенения достигло максимума в атлантическую эпоху (VI – середина III тыс. до н. э.), когда на территории прежнего расположения ледников климат был теплее и влажнее современного. В следующую, суббореальную эпоху (до середины I тыс. до н. э.) климат повсеместно был прохладнее и суше. С наступлением современной субатлантической эпохи повысилась прохладность и влажность – увеличилась океаничность климата. Кстати, некоторые ученые считают, что это означает отдаленное предвестие новой ледниковой эпохи. Следовательно, античное время приходится на самый конец суббореальной и начало атлантической эпохи.

Наряду с направленным изменением климата по эпохам А. В. Шнитников (1957) выявил и присущие ему ритмически повторяющиеся периоды изменчивости общей увлажненности материков Северного полушария длительностью 1850 лет. Результаты изучения нами историко-географического материала Крыма в целом подтверждают правомерность выделения таких периодов.

В свою очередь эти периоды распадаются, как об этом пишет и В. И. Турманина (1985, с. 62), на фазы длительностью около трёх-четырех веков, в течение которых местные ландшафты существенно перестраивались. Эти фазы, как и ещё менее продолжительные подфазы и др., не имеют глобального характера, в разных районах они неодинаковой продолжительности и свойств.

О соотношении изменений климата в разных районах Крыма и в других странах, в том числе северной Европы, можно судить по результатам наших сопоставлений. Так, после эпохи позднесредневекового похолодания в Северном полушарии, получившего название «малого ледникового периода» (в Альпах – это эпоха Фернау), потепление продолжалось вплоть до 1940 г. На территории европейской части СССР самым теплым было десятилетие с 1931 по 1941 г. В Крыму же в период с 1900 по 1977 г., по данным метеостанций Евпатории, Симферополя, Ялты, Феодосии и Керчи, в целом несколько увеличились годовые температура воздуха и сумма осадков. В летний же период количество осадков, наоборот, уменьшилось в среднем на 15 – 20%. Зимние осадки в Симферополе непрерывно увеличивались в первую половину столетия и уменьшились в среднем на 20% в последние 25 лет. В Ялте заметных изменений не было. Летние засухи, наиболее ощутимо воздействующие на условия произрастания диких и культурных растений в Крыму, чаще всего наблюдались в годы потеплений климата Арктики. Особенно холодные или маловодные годы являлись общими для всей европейской части страны.

Следовательно, такими же общими были периоды значительных изменений климата по схеме Блитта-Сернандера в течение второй половины голоцена, в том числе и античного времени. В целом в периоды потеплений на севере европейской части страны климат Крыма и более южных стран становился суше, особенно в летний период, а во времена похолоданий – влажнее. В Северной Атлантике, наоборот, теплые периоды были более влажными, а холодные – суше. Как показывает опыт изучения изменений климата в разных районах Крыма под действием ряда более короткопериодических флюктуаций космических и геофизических факторов, в атмосфере Земли возникают местные циклические колебания климатических свойств с разными фазами и амплитудами, которые трудно установить с позиций современности для античного времени Западного Крыма. Следовательно, нам придется вести речь об общих чертах свойств и изменений климата региона продолжительностью не менее отдельных его фаз. Менее продолжительные изменения климата были местными, а поэтому крайне трудно выявляемы.

На основе выполненного нами анализа нескольких десятков зачастую очень противоречивых публикаций, в той или иной мере касающихся климатических свойств Крыма в античное время, в свете охарактеризованных выше подходов, а также более тысячи работ, таким же образом изученных В. И. Турманиной (1985, с. 61 – 69), для определения изменений природы европейской части страны за два последних тысячелетия, выявляются три основные климатические фазы античного времени.

В течение VIII – IV вв. до н. э. в Средиземноморье и Причерноморье климат был значительно прохладнее и влажнее современного. Из-за сравнительно низких температур и соответственно малых величин испаряемости возрастали значения степеней увлажнения территорий. Особенно холодной и влажной была эпоха VI – V вв. до н. э., отмечаемая Геродотом как века Страшных Зим. Это практически не преувеличенные впечатления южанина о зимах того времени. Холод Скифской равнины в V – IV вв. до н. э. отмечал и Гиппократ. В период с 880 до 320 г. до н. э. в Альпах наблюдалось наступление ледников. Есть доказательства того, что на Кавказе в эту, названную исторической, эпоху языки ледников удлинялись вниз до 240 м. Сравнительно высокая увлажненность климата обусловливала большую, чем сейчас водность рек, временных водотоков, источников, повышение уровней внутренних водоёмов, высокую степень обеспечения местного населения водными ресурсами. Как и в предыдущие ледниковые эпохи, в данный «малый ледниковый период» наблюдались понижение уровня Мирового океана и названная П. В. Фёдоровым (1963) фанагорийской регрессией (существовавшая по представлениям исследователя 1,5 – 3 тыс. лет назад) Черноморского и Азовского бассейнов, увеличение глубины залегания грунтовых вод в Западном Крыму. Наряду с этим в течение периода с VIII по IV вв. до н. э. постепенно повышались значения среднегодовой температуры воздуха и соответственно понижалась увлажнённость климата. В крае существовали благоприятные условия для выращивания сельскохозяйственных культур. Письменные документы свидетельствуют о значительных объемах вывоза зерна из Причерноморья в страны Средиземноморья в V – IV вв. до н. э.

В период с конца IV в. до н. е. и до начала новой эры наблюдалось дальнейшее повышение температуры воздуха. Наиболее благоприятный пик приходился на конец IV – начало II вв. до н. э. Тем не менее, температура была ниже современной, а ранее более высокая увлажнённость резко падала и к концу фазы стала намного ниже современной. Таким образом, на рубеже эр установилась прохладная и сухая климатическая фаза, крайне неблагоприятная для жизни и деятельности человека. В этот период наблюдались малая ледовитость Северной Атлантики, резкое сокращение оледенения Кавказа, Альп, заселение горных долин этих стран. В степях Причерноморья резко падает урожайность сельскохозяйственных культур. Сокращается вывоз зерна в страны Средиземноморья. Сохранились свидетельства о замерзании Чёрного моря в I в. до н. э., зимних холодах, вымерзании виноградников и широком распространении полынников, которое могло происходить в условиях как господства сухой жаркой погоды летом, так и от чрезмерной перегрузки местных пастбищ, а вероятнее всего по обеим причинам.

Страбон отмечал, что тогда на зиму виноградные лозы засыпали землей, а летом царили «жара, безветрие, плотный воздух». А. И. Дзенс-Литовский (1936, с. 54), основываясь на подсчетах годичных прослоек илов в Сакском озере, полагает, что корневая соль в озерах Крыма образовалась во II – I вв. н. э. вследствие исключительно сухого и жаркого климата того времени. В другие эпохи образующаяся летом соль растворяется в условиях прохладной влажной погоды зимних сезонов.

Малая ледовитость Арктики, сокращение оледенения горных стран несомненно были причиной постепенного повышения уровня Мирового океана, Чёрного и Азовского морей, наступления новой морской трансгрессии. Тем не менее все, кто упоминает Азовский бассейн, называют его «соленым болотом».

В I – IV вв. продолжалось постеленное падение величин температуры воздуха и возрастание увлажненности. К концу периода последняя вновь превысила современное значение. Характеризуя условия того времени, Гай Плиний Секунд (I в. н. э.) отмечал: «В Скифии водится чрезвычайно мало животных по причине недостатка растительности». Он указывал также на частое замерзание Керченского пролива. Лавр не удалось развести в Крыму, но гранат, смоковница, яблони и груши хорошо плодоносили (Турманина, 1985). Вследствие возрастания увлажнённости климата повышалась урожайность сельскохозяйственных культур. Тем не менее из-за частых сильных зимних морозов и летних засух условия жизни и занятия хозяйством людей оставались тяжелыми.

Колебательный характер изменений климата был причиной эвстатических изменений уровня Мирового океана, в том числе Чёрного и Азовского морей. Относительно величин колебаний, продолжительности периодов мнения исследователей различны. П. А. Каплин (1973) проанализировал и критически оценил практически все имеющиеся к моменту подготовки им работы литературные данные по этому вопросу. Он отмечает, что развитие побережий и верхней части шельфа в послеледниковое время происходило под влиянием трансгрессии океана, которая началась 17 тыс. лет назад от отметок минус 97 м. 6000 лет назад уровень океана стал близок к современному и никогда в послеледниковое время не превышал нынешнего.

К такому же выводу относительно Средиземного моря пришла археологическая комиссия Национального института океанографии США. Экспедиция исследовала древние портовые сооружения, по остаткам которых определяла уровень моря в тот момент, когда порты функционировали. В результате обследования 70 прибрежных поселений Греции и Турции, существовавших в разные периоды за последние 3000 лет, комиссией установлено, что в ряде мест сооружения опустились до 5 м, а в некоторых поднялись до 3 м. Однако, никакой корреляции между возрастом памятника и изменением его положения относительно уровня моря установить не удалось. На этом основании экспедиция считает, что за последние 3 тыс. лет уровень Эгейского моря вряд ли колебался более чем на 1 м в ту или иную сторону по сравнению с современным. Наиболее высоким он был около 4000 лет назад; но приблизительно 2500 лет назад он опустился на 0,3 м ниже современного, а затем сравнялся. В тех случаях, когда археологические материалы свидетельствуют о колебании уровня больше, чем на 0,3 – 0,5 м, по мнению комиссии, необходимо искать не климатическую, а иную причину – чаще всего тектоническую. Р. К. Клиге (1980), проанализировав материалы более 1500 морских станций, период наблюдений на водомерных постах которых составляет до 160 лет, пришел к выводу, что в последние 250 – 300 лет наблюдались отдельные многолетние повышения уровня приблизительно через каждые 33 года на общем фоне слабого неуклонного его повышения со скоростью примерно 1 мм в год. С начала текущего столетия темп подъёма стал постепенно возрастать. Наибольшая скорость наблюдалась в период с 1924 по 1948 г., когда подъём достиг 3 мм в год. Затем скорость подъёма несколько снизилась, что связывают с некоторым похолоданием, но в настоящее время уровень опять повышается. По подсчетам Р. К. Клиге (1980), за счет сокращения запасов вод континентов, в том числе и под влиянием антропогенного фактора, сейчас ежегодно происходит увеличение водной массы Мирового океана на 543 км³.

Такие же глобальные потепления, таяния ледниковых покровов, увеличение объемов стока рек, как следствие иссушения континентов, и в прошлом неоднократно были причиной эвстатических колебаний уровней Мирового океана, Чёрного и Азовского морей. В свою очередь под их влиянием изменялись ландшафты, условия жизни и хозяйственной деятельности местного населения.

Для установления направленности, скоростей, продолжительности периодов эвстатических колебаний водоёмов большое значение имеет выбор репрезентативных в тектоническом отношении и археологически хорошо изученных участков морских побережий. К таковым, как отмечалось выше, вполне может быть отнесено местоположение городища Керкинитида. Другие участки побережья подходят значительно меньше из-за действия тектонического фактора.

Для этой цели мы воспользуемся специальной интерпретацией материалов археологических и геологических буровых исследований на территории Керкинитиды, выполненных в 1980 и 1982 гг., в том числе и с нашим участием (Кленова, 1980, Кутайсов, 1985). Хорошо оформленные стратиграфические разрезы, составленные по материалам бурения, и их археологический анализ помещены в работе В. А. Кутайсова (1988).

Городище располагалось на плоской гряде, ограниченной с запада и востока ныне погребенными балками, а с юга – морем. Абсолютные высоты сейчас не превышают 5 м. Для выявления площади перспективных раскопок здесь было пробурено 20 скважин глубиной в среднем немногим более 10 м каждая. Скважины бурились до известняков неогена с целью выявления культурных слоев, содержащихся в рыхлых отложениях голоцена. Глубина залегания известняков неогена колеблется от 4 м на гребне гряды в западной части городища до 10 м к востоку от него, уже в пределах современного порта, в устье ныне выположенной балки.

Породы неогена представлены известняками мэотического яруса, грязно-белыми чуть голубоватыми (из-за примеси глауконита) с неоднородной структурой. Известняки сильно разрушены, иногда до глиноподобного состояния. На известняках со стратиграфическим несогласием залегают элювиально-делювиальные маломощные отложения, вероятно, среднего и верхнего плиоцена (нерасчлененные). Их представляют снизу вверх:

Суглинки гумусированные красновато-жёлтые с обломками мэотических известняков (погребенная сильно эродированная почва). Мощность слоя до 20–40 см.

Суглинки гумусированные желтовато-бурые с оранжевым оттенком, содержат большое количество обломков известняка понтического яруса (погребенная почва). Мощность изменяется от 0,5 до 1 м, увеличиваясь в эрозионных врезах.

На отложения плиоценового возраста со стратиграфическим несогласием ложатся голоценовые породы. Мощность их изменяется от 5 до 10 м. Она увеличивается в сторону бухты, в восточном направлении. Отложения представлены снизу вверх:

Суглинками серовато-(зеленовато)-бурыми, вязкими, однородными, тугопластичными с редкими мелкими почковидными стяжениями кальцита. Очевидно, они представляют собой континентальные жёлто-бурые суглинки, переотложенные в устьевой части подтопленной балки. Мощность их составляет 3 – 4 м.

Илами серыми, голубовато-зелеными, вязкими, однородными, тугопластичными. Серый цвет им придают в основном темно-серые оолиты и обломки хлорито-серицитовых пород до 1 – 2 мм в поперечнике. Одна из скважин, заложенная па днище погребенной балки в ее приморской части, вскрыла илы более грубого состава. Грубоскелетная часть их состоит из мелких (до 1 мм в поперечнике) обломков раковин в основном морских пластинчатожаберных моллюсков (90%), целых и крупных обломков этих же раковин (2%), мелких обломков местных мэотических известняков (6%), зерен кварца очевидно, днепровских блестящих, мало окатанных (1%), мелких хорошо окатанных обломков юрских известняков горного Крыма (0,5%), остальная часть представлена дисковидными раковинами фораменифер и обломками серицито-хлоритовых пород. Мощность, по-видимому лиманных, илов составляет от 0,5 до 1,2 м.

Пески илистые. Песок мелкозернистый детритовый и оолитовый составляет до 60 – 70% содержания породы. Часто встречаются гальки от 1 до 4 см в поперечнике чёрного пористого оолитового мэотического известняка. Мощность илов достигает 0,3 – 0,4 м.

Пески детритовые, отчасти оолитовые мелкозернистые глинистые (глины 20%) серые, в сторону моря они становятся менее глинистыми (глины 5 – 10%) и их цвет меняется до жёлтого. Ни в керне, ни в археологических раскопках не обнаружено целых или хотя бы более или менее значительных частей раковин моллюсков. Состав и прослеживаемая косая слоистость в толще песков свидетельствует об их эоловом накоплении. На нижней части слоя песков, представляющего собой спланированную поверхность берегового вала, были заложены фундаменты наиболее древних сооружений Керкинитиды. Мощность слоя выдержана и не превышает 3 м.

Выше по разрезу отложения чётко разделяются на породы, накапливавшиеся в городище и вне него, с хорошо выдержанными переходами между ними. Разрез отложений в городище представлен:

Суглинками жёлтовато-бурыми, буровато-серыми опесчаненными (песок – детрит, оолиты до 50%). Городище быстро заполнялось наносами. Фундаменты сооружений, поверхности улиц каждого из последующих троекратных строительных периодов Керкинитиды (по 80 лет) располагались на 0,7 – 1,5 м выше предыдущего. Мощность суглинков составляет 3 – 4 м.

В сторону моря (к востоку и югу от городища) накапливались пески детритовые, жёлтые, чистые (или с небольшой примесью глины) разнозернистые (от мелко- до крупнозернистых) также практически без целых раковин моллюсков. По составу они близки к современным накоплениям пляжа. Мощность их составляет 3 – 4 м.

На поверхности всей исследуемой площади лежит современный, насыпной каштановый почвенный слой. Мощность его до 0,5 м.

Таким образом, после понт-мэотического времени исследуемый район представлял собой сушу. Это обусловило в последующие этапы плиоцена разрушение и смыв понтических известняков и верхней части мэотических и образование двух горизонтов погребенных почв по накоплениям элювиально-делювиальных суглинков. В плейстоценовое время сохраняется регрессивная обстановка. Продолжается врезание балочной сети, эрозия почв и денудация коренных пород, особенно на начальных этапах новоэвксинского времен и, – периода глубокой предголоценовой регрессии Чёрного моря.

Развитие черноморской послевюрмской трансгрессии происходило в исследуемом районе, по нашему мнению непрерывно. Выделяются её следующие фазы: во время второго бугазско-витязевского скачка (ускорения), произошедшего, по Е. Н. Невесскому (1967, с. 224), 6000 – 3900 лет назад, в Каламитском заливе сформировалась пересыпь, примыкавшая к суше в районе Маякского мыса западнее Евпатории. В подтопленных расширенных устьях балок в районе Евпатории в это время отлагались серовато-бурые суглинки. Со следующим каламитским скачком трансгрессии, произошедшим около 3800 лет назад, связано затопление бугазско-витязевской аккумулятивной формы и образование новой – каламитской пересыпи, примыкавшей к Карантинному мысу, на котором позже основали Керкинитиду. С этим моментом трансгрессии, по-видимому, связано формирование здесь серых илов, окрашенных темно-серыми породами, принесенными вдольбереговыми потоками наносов с юга. С западным вдольбереговым потоком, очевидно, попали с устья балок зерна кварца. На раннем этапе этой фазы трансгрессии берег моря был изрезан больше, чем сейчас. Устья балок в районе мыса Карантинного и Маякского, очевидно, представляли собой морские бухты, в которых отлагались илы песчанистые, а на пляже и плоские морские гальки. Со стабилизацией береговой зоны связано развитие мощных вдольбереговых потоков наносов, формирование у мысов кос, а затем пересыпей, отчленивших лиманы. Сплошная, все расширяющаяся пляжная полоса нарастала со стороны моря.

Очевидно, в момент, когда бухты еще полностью не отчленились от моря, на Карантинном мысу была основана Керкинитида, а у Маякского мыса – античное поселение «Чайка». Этим, вероятно, можно объяснить то, что восточная, в прошлом приморская, крепостная стена Керкинитиды намного уже чем напольная северная. А основные крепостные ворота поселения «Чайка» находятся на его восточной стороне, обращенной ныне к засухе лимана Ялы-Мойнаки. В прошлом же они, вероятно, выходили к заливу моря, к пристани судов.

Следовательно, темп голоценовой трансгрессии, значительно уменьшившийся в холодную и влажную эпоху (в VIII – V вв. до н. э.), затем резко повысился в связи с последующим потеплением. Это хорошо прослеживается по той ситуации, которая складывалась прежде всего в районах городища Керкинитиды (IV – II вв. до н. э.) и поселения «Чайка» (IV – III вв. до и. э.).

У Керкинитиды надвигавшийся морской береговой вал, состоящий из детритусового песка, отшнуровал восточную бухту, а ветер быстро заполнил песком образовавшуюся лагуну. У крепостных стен стали накапливаться массы песка. Уже примерно через 70 лет после основания городища его жители передвигают восточную крепостную стену на 4,5 м и располагают её на месте бывшей лагуны. При этом основание более широкой стены они закладывают на спланированный участок песка на 1,5 м выше, чем фундамент предыдущей. Очевидно из-за подтопления грунтовыми водами примерно на 80 см приподнимают фундаменты новых внутригородских сооружений, поверхности улиц, закладывают новые колодцы, к аналогичным мерам позже прибегали жители поселения «Чайка». Это видно по тому, что они производили насыпной подъем полов в помещениях наиболее ранних античных зданий. В период существования поселения жители производили эти операции несколько раз. На то, что пески продолжали засыпать крепостные стены Керкинитиды, указывает положение зольных прослоев свалки, устроенной за стеной. В настоящее время остатки сооружений Керкинитиды VI – отчасти IV вв. до н. э. находятся ниже уровня моря и затоплены грунтовыми водами. Отчасти это связано и с орошением полей к северу от г. Евпатории.

Таким образом, в районе Евпатории, располагающейся на устойчивой положительной геологической структуре, отчетливо прослеживается единый трансгрессивный комплекс отложений голоцена. Нами не установлено явных признаков того, что уровень моря был выше, чем сейчас, на 2 – 5 м (в период новочерноморской трансгрессии, по П. В. Федорову, 1963, с. 145). Наряду с этим нет явных доказательств того, что в античное время уровень Чёрного моря повсеместно был ниже современного на 4 (Невесский, 1967, с. 224), на 10 м и более (Островский и др., 1977, с. 134; Шилик, 1975, с. 15). В середине I тыс. до н. э. вместо понижения уровня Чёрного моря, названного П. В. Фёдоровым (1963) фанагорийской регрессией, наблюдалась сравнительно интенсивная климатически обусловленная его трансгрессия.

Происхождение озёр в приморской зоне Крыма объясняют отделением пересыпями морских заливов. Этот факт принимают как доказательство былой регрессивной фазы в истории Чёрного и Азовского морей. Наблюдения показывают, что прибрежные озёра появляются и заполняются осадками на определенном этапе развития береговых участков и в условиях трансгрессии. Так, например, несмотря на продолжающееся в настоящее время повышение уровня моря, происходит процесс заполнения осадками и высыхания многих соляных озёр Евпаторийской группы. Ряд прибрежных озёр, на которых еще в XIX в. добывались тысячи пудов соли, к двадцатым годам нашего столетия исчез полностью.

Таким образом, мы присоединяемся к точке зрения В. П. Зенковича (1957), Е. И. Невесского (1967), Ф. Н. Щербакова и др.(1978) на то, что в течение голоцена высокий вначале темп непрерывного поднятия уровня моря постепенно замедлился. Только резкое замедление началось очевидно, не 5 (Зенкович, 1958), и не 3 тыс. лет назад (Щербаков, 1978), а позже, как считает Е. Н. Невесский (1967), в джеметинское время около 1000 лет назад. В крайнем случае в античное время, как показывает наш анализ, темп трансгрессии с временными замедлениями и ускорениями оставался достаточно высоким. Особенно хорошо он прослеживается в V-II вв. до н. э.

По нашему мнению уровень Чёрного моря в V-II вв. до н. э. был ниже современного не более чем на 2 м, с учетом того, что Новосёловский блок и в приморской зоне испытывал крайне слабое поднятие.

Естественно, что в течение длительной античной эпохи менялись также процессы формирования почв, растительности и в целом ландшафтных ресурсных и экологических свойств частей Западного Крыма, условий их освоения. В литературе, правда, основное внимание уделяется только выявлению направленности и величинам колебаний морских водоёмов по результатам изучения «следов» положения их береговых линий. Так, для Западного Крыма такой наиболее полный обзор работ выполнен А. Н. Щегловым (1978). При этом допускается вероятность существования предшествующей фанагорийской регрессии новочерноморской трансгрессии, когда по П. В. Федорову (1956) уровень моря превысил современный минимум на 2 м. Нами в данной и более ранней работах (Иванов, Подгородецкий, 1966), а также в уже упомянутых публикациях В. А. Кутайсова (1985, 1988) сравнительно детально рассмотрен процесс формирования береговой линии у городища Керкинитида и поселения «Чайка» в античное время. Мы прибегли к этому с тем, чтобы обратить внимание на отсутствие здесь доказательств предшествующего более высокого положения уровня моря. Больше того, почти все факты указывают на существование единого трансгрессивного процесса в течение всего голоцена. Признание предшествующего античному времени более высокого или, наоборот, более низкого положения уровня Чёрного моря имеет большое значение для понимания направленности и скорости ландшафтных процессов и условий освоения прибрежной полосы суши.

Если допустить, что предшествовал более высокий уровень моря, то в античное время происходили процессы сужения, вплоть до разрывов, пересыпей соляных озёр, образования морских террас, углубления долин рек и балок, усиления эрозия почв на склонах гряд, понижения уровня фунтовых вод, рассоления почв. Следовательно, на грядах, образующих высокие береговые обрывы, условия для сельскохозяйственного освоения земель постепенно ухудшались, а на низменных участках побережья, наоборот – улучшались. Такой ход природных процессов не следует из анализа истории освоения территории.

Существенно по-иному представляются ландшафтообразующие процессы в Западном Крыму в условиях постепенной с временными ускорениями и замедлениями трансгрессии Чёрного моря. В этом случае подмывались мысы, выступающие в море, сокращались их площади, возрастали крутизна склонов и смыв с них почв, уменьшались видовой состав и продуктивность растительных сообществ. На низменных побережьях надвигались солончаковые и солонцовые ландшафтные комплексы на ранее сформированные степные, луговые и лесные. Постепенно затоплялись низовья долин рек и балок, продвигались вглубь полуострова и расширялись морские заливы. На первом этапе была сильнее современной изрезана береговая линия, меньшая мощность пляжных накоплений, большие сгонно-нагонные колебания уровня моря, особенно в верховьях обширных заливов. На втором этапе, в связи с постепенным замедлением подъема уровня моря, происходило выравнивание береговой линии, формирование кос, пересыпей и образование таким образом ряда соляных озер. Пляжные террасы, ранее образованные нагонными колебаниями моря, в условиях выравнивания береговой линии подрезались, образовывались их уступы. Следовательно, факт наличия сейчас участков террас на побережьях Азовского и Чёрного морей не является неоспоримым доказательством былых более высоких уровней моря. Несомненно то, что они в большей степени обусловлены тектоническими факторами и отчасти указанными выше своеобразными процессами эволюции побережья. Вследствие прежде всего разной тектонической активности береговых участков формирование таких террас могло происходить и в существенно разное время, включая и современное.

По мере развития трансгрессии морей в античное время, продвижения вглубь полуострова озёр-лиманов, выше них долины и балки заполнялись рыхлыми отложениями, в водосборах долин и балок замедлились процессы смыва и размыва почв и коренных пород, на склонах накапливались рыхлые наносы, повышался уровень грунтовых и подземных вод, на низменных побережьях усиливались процессы засоления почв, обеднения и изменения видового состава, а также уменьшения продуктивности местных растительных сообществ и др. В целом почвенно-растительные условия прибрежной зоны Западного Крыма постепенно ухудшались. На спонтанный неблагоприятный процесс, естественно, накладывалось также истощение ресурсов из-за длительного интенсивного хозяйственного использования территории.

Прогрессирующая трансгрессия моря обусловила также то, что многие местные источники пресной воды в античное время постепенно оказались затопленными водой озер-лиманов, перекрытыми рыхлыми наносами. Для местного населения обычно ощутимой была потеря многих мощных источников в котловинах крупных озер Джарылгач, Донузлав, Сасык-Сиваш, Кызыл-Яр и во впадающих в них глубоких балках и др. Ранее, особенно в эпохи энеолита и бронзы, их водой пользовались местные племена. Об этом свидетельствуют многочисленные местные археологические памятники тех времен. Данный факт служит еще одним подтверждением того, что уровень Чёрного моря в те эпохи не мог быть выше современного. Следовательно, более вероятен ход ландшафтообразующих процессов в Западном Крыму в античное время по второму, трансгрессивному варианту развития Чёрного моря.

Важным индикатором жизни ландшафтов являются растительные сообщества. В процессе развития они одновременно приспосабливаются к изменению других компонентов природных комплексов и, наоборот, активно преобразуют и стабилизируют их для себя. Эти сообщества наиболее полно отражают тенденцию развития ландшафтов под воздействием как естественных процессов, так и человеческой деятельности. Таким образом, знания о флоре и растительном покрове Западного Крыма важны для уяснения истории формирования природы края, а также для оценки ресурсного и экологического потенциала местных ландшафтов в разные исторические эпохи.

Анализ состава и истории формирования флоры и фауны Крыма показы­вает, что через Западный Крым периодически проходил один из миграционных путей между лесами горного Крыма и более северными ландшафтами страны. Об этом свидетельствует состав и миграционное происхождение его современной флоры. Произведенный Н. Н. Дзенс-Литовской (1950) анализ показал, что самой крупной (преимущественно петрофитных степей) флористической груп­пой на Тарханкуте, в частности, является группа средиземноморских видов (52,6%). Доля ее намного большая, чем даже в горном Крыму. Значительной (14%) является также понтическая группа степных видов, главным образом производная от средиземноморской флоры. 9,3% видов флоры, преимущественно растительных сообществ полупустынных степей, песков и солончаков, свойственны азиатской группе флористических центров. Довольно большим оказался ряд самых молодых групп бореальных видов, свойственных лугово-степным и лесным ландшафтам более северных природных зон умеренного пояса. Хотя средиземноморская флора представлена здесь намного большим числом видов, чем понтическая, в ландшафтах они играют примерно равную роль. Следовательно, в состав местного растительного покрова, представленного главным образом видами древней средиземноморской флоры, последовательно проникали группы видов перечисленных флористических центров. Для иммиграции бореальных групп видов флоры и фауны Крыма большое значение имели долины крупных рек, периодически впадавшие в северо-западную часть Чёрного моря южнее, чем сейчас. Тогда современные реки, сухоречья и крупные балки Западного Крыма являлись их притоками.

Такой характер и сравнительно хорошая сохранность состава флоры Западного Крыма свидетельствуют об отсутствии здесь в прошлом (в том числе и в античное время) резких колебаний свойств климата. Это обусловлено прежде всего приморским положением края и большой выдвинутостью в Чёрное море Тарханкутского полуострова. Благодаря этому здесь большая средняя продолжительность безморозного периода, нерезкие различия времен года, незнойное лето и мягкая зима. Осадков больше выпадает на более высоких и эрозионно расчлененных участках региона, меньше на приморских и ровных. Представление об исключительной сухости климата края, основанное на материалах метеостанций, расположенных в приморской полосе, не вполне соответствует действительности. Внутренние части региона увлажнены не меньше, чем многие другие районы Крыма. Наряду с этим фактором, для них характерна сравнительно высокая средняя относительная влажность воздуха, которая теперь даже в 13 часов в период с апреля по октябрь не опускается ниже 71% на Тарханкутском маяке и 55% в с. Кировском. Этим прежде всего объясняется довольно устойчивые условия воспроизводства местных кустарниково-степных и кустарниковых атмосферных осадков. Следовательно, в такой же степени длительное время сохраняются относительно благоприятные условия сельскохозяйственного освоения местных земель.

Хотя и медленнее, чем в других регионах Крыма, здесь также происходят динамические и эволюционные изменения природы. Об этом свидетельствует ряд археологически хорошо датированных фактов античного и более поздних времён. Так, А. Н. Щеглов (1978) указывает на определение углей древесных пород из раскопок усадеб второй половины IV – первой половины ІII в. до и. э. и II в. до н. э. у современных пгт. Черноморского и с. Окуневки. в порядке убывания числа – это угли хвороста вяза (ильм, берест), тополя, дуба, ясеня, клёна, можжевельника, а также древесина сосны и бука. Г. М. Левковская (1970) приводит данные палинологического анализа спорово-пыльцевых спектров из слоев III – II вв. до н. э. поселения «Чайка». Для них характерно высокое содержание пыльцы древесных пород (от 30,7 до 56,7%), из которых на очень летучую, очевидно заносную, пыльцу сосны приходится 78,1 – 86,0%. Единичными зернами пыльцы представлены лещина и широколиственные древесные породы: клён, дуб, вяз. Их пыльца переносится ветром на малое расстояние, а поэтому, очевидно, она из местных фитоценозов. Имеется также пыльца можжевельника и сумаха. Поражает необычное соотношение пыльцы злаков (всего 2%) и большое (свыше 40%) количество пыльцы видов степного разнотравья. Только единично встречаются пыльцевые зерна видов полыни и осок, которые ныне очень широко распространены в местных травостоях.

С. П. Маслов и В. Р. Филин (1976) позже определили остатки дуба, ольхи, вяза, ивы, тополя, можжевельника, клёна, земляничного дерева, каштана в слоях от основания поселения «Чайка» до XIV в. н. э. В слоях III – II вв. до н. э. остатки дуба составляли до 70% от всех фрагментов. Состав остатков смешанный, состоящий как из местных, так и завезенных древесных пород. Интересен также приводимый этими авторами список обнаруженных здесь костных остатков зверей. В их числе кости благородного (настоящего) оленя и косули (ныне обитающих в горном Крыму), кулана, сайги, волка, медведя, барсука, горностая и др. Почти все они обычно обитают в светлых лесах, но как в них, так и в лесостепной и даже степной зонах эти звери, кроме, пожалуй, медведя, придерживаются и древесно-кустарниковых зарослей речных долин.

Существенно иной состав спорово-пыльцевых спектров приводит Г. М. Левковская (1970) из слоев поселения «Чайка», датируемых I в. до н. э. – I в. н. э. и VIII – IX вв. По сравнению с ранее охарактеризованными в данных спектрах резко сокращается количество пыльцы древесных пород (до 1,0 – 10,7%) за счет значительного увеличения пыльцы местных травянисто-кустарничковых растений (до 81,5 – 99,0%). Единично представлены зерна пыльцы ели, сосны, ольхи, березы, вяза, ивы как местных дикорастущих, так и, несомненно, культивируемых пород (ель, береза). Из травянистых растений господствует пыльца степных, очевидно, двух видов маревых (60%) и злаков (20%). Сравнительно невелико (12%) содержание всех видов степного разнотравья. Как и прежде единичными зёрнами представлена пыльца видов полыни и осок. Кроме этой особенности, характеризуемые спектры наиболее близки к современным.

Не меньший интерес представляют данные Е. С. Малясовой (по Левковской, 1970), которая обнаружила в илах Сакского озера с глубин 0,3 – 0,7 м также большое количество пыльцы сосны и разнотравья, единичные зерна пыльцы граба, дуба, липы, вяза. Но в этих спектрах впервые оказалось много пыльцы разных видов полыни. Судя по глубине обнаружения, данные пыльцевые комплексы накапливались в ХIII – XVII вв., т. е. отчасти в период позднесредневекового «малого ледникового периода». В свою очередь они во многом похожи на спектры из слоёв III – II вв. до н. э. поселения «Чайка». Основное отличие их заключается в большом количестве пыльцы видов полыни. Распространение этих растений обычно связано с осолонцеванием почв и дигрессией пастбищ под влиянием неумеренного выпаса скота. Несомненно, что этими причинами следует объяснить современное широкое распространение в Крыму в сообществах настоящих и полупустынных степей полыни крымской (вплоть до чистых полынников, например, возле античного поселения у с. Северное), в петрофитных (с сильно защебнёнными почвами) степях – видов полыни кавказской и Лерха, а в составе приморских галофитных лугов – сантонинной полыни.

В целом анализ вещественных фрагментов флоры и фауны Западного Крыма подтверждает ранее отмеченные по письменным документам периодические изменения климата края. Наряду с этим прослеживается направленное развитие ряда процессов, в частности, трансгрессия морей, осолончакование и осолонцевание почв низменных ландшафтных комплексов, изменение соотношения количества видов и в целом растительного покрова, как из-за спонтанного осолонення ряда разновидностей местных почв, так и особенно под действием антропогенного фактора (уничтожения древесно-кустарных сообществ, перегрузки пастбищ, эрозии почв и др.). По общему неблагоприятному для человека направлению воздействия оба процесса (спонтанный и антропогенный), несомненно, впервые в наибольшей степени совпали в Крыму в I в. до н. э. – I в. н. э. До этих веков более широко распространенные, по сравнению с настоящим временем, ареалы лесов предгорного Крыма продолжались в виде галерейных древесно-кустарниковых зарослей по долинам рек степной части полуострова (ныне сухоречий и крупных балок) вплоть до впадения их в приемные водоемы. По ним, естественно, далеко в степной Крым проникали многие виды лесных зверей.

По нашему мнению, первые наибольшие изменения природы степного и предгорного Крыма произошли под совокупным действием спонтанных и антропогенных факторов в период обитания здесь скифских племен. В связи с трансгрессией, формированием Сиваша, во второй половине I тыс. до н. э. резко ухудшились условия жизни человека в Присивашье. Об этом свидетельствует, в частности, тот факт, что на свыше 700 изученных здесь поселений людей эпох энеолита и бронзы приходится только 20 скифских. Естественно, что скифские племена всю мощь своего воздействия направили на освоение основных районов степного и предгорного Крыма и прежде всего их речных долин.

Наименее измененным оказался ряд видов ландшафтных комплексов Тарханкута, особенно Джангульского оползневого побережья и местных глубоких балок Терновой и Большой Кастель. Из-за приморского и высокого над уровнем воды положения здесь в наименьшей степени сказались периодические колебания климатических свойств и воздействия трансгрессирующего моря. Реликтовые островки местных древесно-кустарниково-лугово-степных сообществ (Подгородецкий, Вшивков, 1960), как и в частности, абсолютно целинный участок степной растительности в пределах некрополя у руин античного поселения Панское I нуждаются в абсолютном сохранении и изучении как эталонов местной природы.

В целом Западный Крым представляет собой очень интересный регион для дальнейшего изучения с целью историко-ландшафтных реконструкций.

Литература

Гришанков Г. Є., Підгородецький П. Д., Губанов І. Г. Основні риси геоморфології Криму // Фіз. географія та геоморфологія. – 1973. – С. 124 – 129.

Дзенс-Литовская Н. Н. Флористический очерк Тарханкутского полуострова в Крыму // Уч. зап. Ленингр. ун-та. – №125. сер. географ. – 1950. – Вып. 7. – С. 18 – 28.

Дзеис-Литовский А. И. Геологический возраст донных солевых отложений минеральных озёр // Природа. – 1936. – № 12. – С. 106 – 110.

Зенкович В. П. Морфология и динамика советских берегов Чёрного моря. – М.: Изд-во АН СССР. 1958. – т. 2. – 216 с.

Ивaнoв Б. Н., Подгогодецкий П. Д. Заключение о геолого-геоморфологических особенностях территории раскопок антично-скифских сооружений V – ИГ вв. до и. з. и раГюис Чайки (рукопись). 1966.

Каплин П. А. Новейшая история побережий Мирового океана. – М.: Наука, 1973. – 340 с.

Кленова Н. В. Заключение о геологическом бурении в 1980 г. // Арх. ИА НАН Украины, р-1, 1980/126 – С. 156-162.

Клиге Р. К. Уровень океана в геологическом прошлом. – М.: Наука, 1980. – 110 с.

Кутайсов В. А. Бурение – метод разведки многослойных античных памятников // Проблемы исследования Ольвии. – Тез. докл. и сообщ. семинара. – Парутино, 1985. – С. 43 – 44.

Кутайсов В. А. Культурно-историческая стратиграфия Керкинитиды // Аркитектурио-археологические исследования в Крыму. – К.: Наукова думка, 1988. – С. 5 – 16.

Левковская Г. М. Реконструкция палеогеографических условий городища Чайка по данным спорово-пыльцевого анализа // КСИА. – 1970. – Вып. 124. – С. 102 – 109.

Маслов С. П., Филин В. Р. К вопросу о природных условиях окрестностей городища Чайка (евпаторийское побережье Крыма) в античное время и средневековье // История биоценозов СССР в голоцене.- М.: Наука, 1976. – С. 175 – 182.

Невесский Е. Н. Процессы осадконакопления в прибрежной зоне моря. – М.: Наука, 1967. – 240 с.

Островский А. Б., Измайлов Я. А., Балабанов И. П. и др. Новые данные о палеогидрогеологическом режиме Чёрного моря в верхнем плейстоцене и голоцене // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. – М.: Наука, 1977. – С. 131 – 140.

Подгородецкий П. Д., Вшивков Ф. Н. Джангульское оползневое побережье в Крыму и его природа // Охрана и развитие природных богатств Крыма. – Симферополь, 1960. – С. 80-92.

Турманина В. И. Вековые изменения природы Европейской части СССР // Вести. Моск. ун-та. Сер. 5. География. – 1985. – № 5. – С. 61-69.

Федоров П. В. О современной эпохе в геологической истории Чёрного моря //Докл. АН СССР. – 1956 – Т. 11О – №5. – С. 839 – 841.

Федоров П. В. Стратиграфия четвертичных отложений Крымско-Кавказского побережья и некоторые другие вопросы геологической истории Чёрного моря // Тр. Геол. ин-та – 1963. – Т. 88. – 159 с.

Хотииский Н. А. Голоцен северной Евразии. – М.: Наука, 1977. – 198 с.

Шилик К. К. Изменения уровня Чёрного моря в позднем голоцене // Автореф. дис.... канд. географ. наук. – Л.:ЛГУ. – 1975. – 15с.

Шнитников А. В. Изменчивостъ общей увлажненности материков северного полушария // Зап. Географ об-ва СССР.- 1957. – Т. 16. – 186 с.

Щеглов А. Н. Северо-Западный Крым в античную эпоху. – Л.: Наука, 1978. – 158 с.

Щербаков Ф. Н. и др. Осадконакопление на континентальной окраине Чёрного моря. – М.: Наука. 1978. – 208 с.