Рельефообразующая роль эвстатических колебаний уровня Мирового океана

В течение всей геологической истории уровень МО испытывал разномасштабные и разнонаправленные перемещения, обусловленные изменением количества воды в океанических впадинах (гидро-кратические колебания), изменением их емкости Теократические колебания, или тектоноэвстазия) и в меньшей степени — накоплением осадков на дне морей и океанов Тедиментоэвстазия). Наряду с собственными колебаниями уровня океана в качестве сопряженных с ними процессов рассматриваются одновременное поднятие материков и опускание океанического дна.

Большинство исследователей наибольшее значение в эвстатиче-ских колебаниях уровня моря придают тектоноэвстазии, которая проявляется в опускании дна и соответствующем изменении емкости океанических впадин, на которое наложены периодические процессы роста и последующего разрушения срединно-океанических хребтов (СОХ). Считается, что гидрократические колебания вызываются либо перемещением водных масс из океана на континенты и обратно в периоды оледенений и межледниковий (гляцио-эвстазия), либо, чему отводится наименьшая роль, поступлением ювенильных вод в гидросферу.

Эвстатические колебания уровня Мирового океана в геологическом прошлом

В настоящее время сам факт значительных по амплитуде перемещений уровня МО можно считать общепризнанным. Однако о геологическом значении эвстатических колебаний до сих пор нет единых представлений, и некоторые исследователи их роль считают незначительной. В геоморфологической теории эвстатические колебания как самостоятельный фактор рельефообразования стали рассматриваться только недавно, и сейчас их влияние на интенсивность и направленность экзогенных процессов на шельфе и на платформенных равнинах современной суши по своей масштабности можно без особого преувеличения сравнить с ролью тектонических движений.

Рассмотрим ход и характер эвстатических колебаний уровня МО в геологической истории, последовательно детализируя их особенности при переходе от древних эпох к самому недавнему геологическому и географическому прошлому. Степень детальности определяется возрастающим в этом направлении количеством и точностью исходных данных и методов абсолютных датировок отложений береговой зоны.

Представления об эвстатических колебаниях в фанерозое, в частности в геоморфологический этап развития Земли, формируются в результате исследований по двум основным направлениям. Первое заключается в теоретической оценке подъема уровня МО как суммарного эффекта проявления ряда факторов: а) поступления в гидросферу ювенильных вод; б) изменения соотношений высот и глубин ЗП на континентах и в океане, выраженных на гипсографической кривой за каждый отрезок геологического времени;

в) накопления морских осадков и др. Результаты данных исследований сводятся к представлениям об общей тенденции подъема уровня океана в течение всей геологической истории, измеряемого сотнями и первыми тысячами метров.

Второе направление основывается на фактических данных о площадях распространения морских осадков на обширных площадях суши и вертикальном положении морских террас и отложений, поверхностей выравнивания, подводных долин и других форм субаэ-ральнного происхождения, о глубинах вреза погребенных под пли-оцен-четвертичными отложениями долин. Представляют его также морфоциклические кривые Ю. А. Мещерякова1, с помощью которых устанавливается связь между современным гипсометрическим положением и временем формирования поверхностей выравнивания разного возраста (рис. 13.1). Они свидетельствуют о прогрессивно нарастающем поднятии материков и опускании океанических впадин. При этом выравнивание этих поверхностей связывается с литодинамическими процессами на платформенных равнинах в непосредственной близости от береговой зоны.

Другим фактическим материалом, отражающим эвстатические колебания уровня МО, служат изменения площадей распространения морских осадков в геоморфологический этап. Как видно на рис. 13.2[1] [2], эти не совпадающие друг с другом изменения для каждой области демонстрируют ход их дифференцированного тектонического развития (поднятий и опусканий), а не общепланетарный эвстатический процесс. Вместе с тем смена трансгрессий и регрессий для континента, характеризующегося разнообразием структурно-тектонических областей и режимов, показывает общепланетарную динамику эвстатического процесса. Она проявляется в закономерном чередовании трансгрессий и регрессий в результате взаимного наложения эффектов метахронного тектонического развития отдельных крупнейших зон и дислокаций. Единые общепланетарные осцилляции уровня МО выражены на кривых изменения площадей морских фаций для мезозоя и кайнозоя по всей многообразной в структурно-тектоническом отношении территории России и прилегающих стран (см. рис. 13.2, крайняя правая кривая), а для фанерозоя — на всех континентах планеты (П. Рона). Их продолжительность оценивается в 20—40 млн лет. За последние 100 млн лет наряду с крупнейшими эвстатическими осцилляциями фиксируется общая тенденция к снижению площадей распространения морских осадков и уровня МО.

Геоморфологические циклы развития

Рис 13.1. Геоморфологические циклы развития: Западно-Европейской (7), Восточно-Европейской (2), Восточно-Сибирской (3), Африканской (4) платформ в геоморфологический этап развития Земли

Познание эвстатической истории МО за новейший тектонический этап опирается на следующую информационную базу: а) многочисленные стратиграфические данные; б) показатели возраста абсолютных датировок отложений; в) батиметрическое положение датированных морских террас, затопленных береговых линий шельфа, подводных и погребенных долин речного происхождения;

г) расчеты водного баланса ледниковых эпох; д) исследования гидроизостазии.

Амплитуда колебаний уровня МО за последние 3 млн лет достигала (как минимум) 400 м, поскольку плейстоценовые береговые зоны встречаются на современных высотах 200 м и глубинах около 200 м. Глубины погребенных эрозионных врезов и положение устьев их подводных долин, продолжающихся на северном шельфе Евразии, свидетельствуют о более низком положении уровня океана в самую древнюю в новейшее время и глубокую (доакчагыль-скую) регрессию (до 250—300 м). В последнюю гримальдийскую (15—20 тыс. лет) регрессию уровень океана опускался до глубин около 100 м. По П. А. Каплину1, общая тенденция к снижению уровня океана со средней скоростью 0,1—0,4 мм в год на новейшем этапе сохранялась и последние 300 тыс. лет. На ее фоне проявлялись трансгрессии и регрессии продолжительностью в десятки тысяч лет. Наряду с тектоническими поднятиями континентов и опусканиями океанических впадин (ОВ) значительную роль в эв-статических колебаниях сыграли периодические похолодания, сопровождаемые образованием крупных ледниковых покровов, в которых сосредотачивались огромные массы воды (до 60 • 106 км3, по И. А. Суетовой)[3] [4].

Изменение площадей (5) распространения морских осадков в геоморфологический этап развития территории России

Рис. 13.2. Изменение площадей (5) распространения морских осадков в геоморфологический этап развития территории России

По многочисленным данным Р. Фейрбридж[5] составил кривые колебаний уровня МО за последние 400 тыс. лет (рис. 13.3). Экстремальные значения на ней показывают его изменения в межледниковые эпохи (кривая II) и эпохи оледенений (кривая III). Линии, соединяющие эти значения, вероятно, отражают общую тенденцию тектоноэвстазии, на которую наложены гляциоэвстатические колебания уровня океана. Эта же тенденция проявляется и на расчетной кривой I при предполагаемом отсутствии плейстоценовых ледников.

Колебания уровня Мирового океана за последние 400 тыс. лет. Объяснения см. в тексте

Рис. 13.3. Колебания уровня Мирового океана за последние 400 тыс. лет. Объяснения см. в тексте

Более конкретные и точные данные о позднепослеледниковой трансгрессии особенно ценны для морских геоморфологов в связи со следующими обстоятельствами: а) в ходе этой трансгрессии сформировались основные черты подводного рельефа на обширной части шельфа в большом диапазоне глубин; б) радиоуглеродные определения абсолютного возраста отложений, фиксирующие различные положения уровня МО в период его развития, дают довольно четкие представления о скоростях и особенностях эвстати-ческих перемещений в позднем плейстоцене и голоцене, которые можно распространить на весь неотектонический этап. Естественно, что субъективные погрешности в датировках и объективные тектонические, гидро- и гляциоизостатические факторы не позволяют получить абсолютно однозначную картину перемещения уровня МО в позднепослеледниковое время в различных его регионах.

Вместе с тем можно уверенно говорить о порядке значений средней и максимальной скоростей его подъема.

По многочисленным данным (рис. 13.41), максимум грималь-дийской регрессии датируется в 15—20 тыс. лет назад. В это время уровень океана находился на отметках современных глубин: от -110 до -140 м. За последние 5—7 тыс. лет трансгрессия резко замедлилась. Уровень океана, по разным оценкам, достиг современных отметок от -10 до +4 м. Отсюда следует, что средняя скорость подъема уровня океана в позднепослеледниковую трансгрессию измерялась миллиметрами в год. Однако скорости этой трансгрессии в короткие интервалы времени значительно варьировали и этапы подъема сменялись этапами относительной стабилизации трансгрессии или краткосрочными опусканиями. При этом смена скоростей и знака перемещения уровня часто носила скачкообразный характер. На общую кривую позднепослеледниковой трансгрессии наложены осцилляции продолжительностью в сотни — тысячи лет.

Колебания уровня океана фиксируются также на фоне его относительной стабилизации в голоцене (см. рис. 13.4), на протяжении которого формировались современные береговые зоны. Эти осцилляции фиксируются только на тех кривых, построение которых было обеспечено достаточным количеством абсолютных датировок осадков, слагающих береговые зоны.

Существует две точки зрения на особенности перемещения уровня океана за последние 5—7 тыс. лет. По Ф. Шепарду[6] [7], в это время уровень океана медленно и непрерывно повышался, асимптотически приближаясь к современному (рис. 13.5). Наряду с этими представлениями многочисленные данные подтверждают точку зрения Р. Фейрбриджа, согласно которой уровень океана достиг современного положения около 6 тыс. лет назад, осуществляя колебания в поступательном процессе. Указанные точки зрения отражают разномасштабные наложенные друг на друга эвстатические процессы, происходившие в одно и то же время. Их точной и однозначной фиксации препятствуют дифференцированные тектонические движения, осложняющие местные (на каждом данном участке береговой зоны) перемещения уровня относительно поднимающейся, опускающейся или относительно стабильной ЗП. На фоне постепенного приближения уровня океана к современному (примерно от -10 до 0 м) проявлялись осцилляции продолжительностью в несколько сотен лет. Их максимумы не превышали современных отметок 4—6 м. Примеры таких осцилляций — новочерноморская и нимфейская трансгрессии и разделяющие их регрессивные этапы, установленные на Черном море, колебания уровня океана, зафиксированные в береговой зоне Новой Зеландии и в других районах.

Графики колебания уровня Мирового океана в позднепослеледниковую трансгрессию и современное батиметрическое положение древних береговых линий на шельфах

Рис. 13.4. Графики колебания уровня Мирового океана в позднепослеледниковую трансгрессию и современное батиметрическое положение древних береговых линий на шельфах:

I, II — сводные кривые колебания уровня Мирового океана (по Р. Фейрбриджу (I) и Ф. Сеготду (II)); III—VIII — кривые колебания уровня океана в районах Атлантического шельфа США (III), шельфа Техаса (IV), дельты р. Миссисипи (V, VI) и Японских островов (VII, VIII). Батиметрическое положение береговой линии: 1 — с указанием возможной погрешности в определении ее возраста; 2 — с указанием диапазона глубин ее положения; 3 — в период максимального развития гримальдийской регрессии; 4 — точки конкретных измерений

Таким образом, перемещение уровня МО представляет собой сложный колебательный процесс с интерференцией осцилляцийразной длины и амплитуды. Так же неравномерно вслед за уровнем океана перемещалась зона волнового воздействия на рельеф и осадки, максимум которого приходится на ее самую верхнюю часть. Современная береговая зона сформировалась в результате продолжительной стабилизации уровня океана в голоцене.

Изменения уровня океана в голоцене

Рис. 13.5. Изменения уровня океана в голоцене. На рисунке изображены кривые колебания уровня океана, составленные Шепардом и Корреем (7), Елгарсмом (2), Ауером (3), Фейрбриджем (4), Кеннеем (5), Эмери (6), Мернером (7), Годвином (8), Фуном (9), Шепардом Зюссом (10), Блохом (11), Фаррандом (72), Фаура и Флаурда (13)

  • [1] Мещеряков Ю. А. Структурная геоморфология равнинных стран. М., 1965.
  • [2] Корогодин Ю. Н. Ритмичность осадконакопления и нефтегазоносность. М., 1974.
  • [3] Каплин П. А. Новейшая история побережий Мирового океана. М., 1973.
  • [4] Эколого-географическое картографирование Мирового океана. М., 2002.
  • [5] Rhodes W. Fairbridge Solar Variations, Climatic Change and Related Geophysical problems. Annals of the New York Academy of Sciences. 1961. Vol. 95. Art. 1.
  • [6] Ласточкин А. Н. Структурно-геоморфологические исследования на шельфе. Л., 1978.
  • [7] Клиге Р. К., Данилов И. Д., Конищев В. Н. История гидросферы. М., 1998.
 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >