ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЯ

Колебания уровня океана

Колебания уровня океана могут быть видимыми и истинными. Эвстатическими называются колебания среднего уровня океана, охватывающие весь eto объем. Они не могут быть одинаковой величины повсеместно из-за неравномерного распределения гравитационного эффекта на поверхности океана [589]. К тому же континентальные шельфы сами по себе не являются фиксированными, и в их пределах наблюдаются многочисленные вариации в степени погружения и возды- мания, наиболее поздние из которых связаны с нагрузкой, обусловленной ледниками, и с исчезновением ее при их таянии. Климат также оказывает влияние на объем океана посредством изменения режимов испарения — осаждения.

Существует по крайней мере шесть факторов, которые имеют значение с геологической точки зрения и которые могут привести к колебаниям (иди видимости их) уровня океана.

Главные колебания уровня океана, достигающие 100 — 500 м, могут быть обусловлены четырьмя возможными причинами (первые четыре из перечисленных ниже).

1. Перемещение воды из океана на континент и обратно соответственно при образовании и таянии ледников может служить причиной колебания уровня океана на 100 — 200 м и требует приблизительно 10000 — 20000 лет. Во время максимального распространения плейстоценовых ледников уровень океана был ниже, и в зависимости от особенностей конкретных участков побережья видимое его понижение могло колебаться от 60 до 150 м. При переходе от региона к региону эти величины, по-видимому, настолько сильно варьируют, что применять единую кривую эвстатических колебаний уровня моря для всех океанов с использованием современных данных не представляется возможным. Если бы растаял весь лед п Гренландии н Антарктиде, то уровень океана поднялся бы на 60 м. Периоды интенсивного образования ледников имели место четыре раза за последний миллиард лет (поздний докембрий, поздний ордовик ранний силур, поздний карбон — ранняя пермь и миоцен — плейстоцен).

2. Вторая основная причина колебания уровня океана связывается со скоростью спрединга океанически! о дна. т е. с процессом, который продолжается по крайней мере 1 млрд. лет, а возможно, и 2.0 - 2.4 млрд. лет Когда материал наращивается на океанических хребтах, он является вначале разогретым и относительно плавучим. С течением времени литосферная плита отодвигается в сторону, охлаждается, становится более плотной, сжимается и опускается.

Если скорость спрединга очень высокая, го океаническое дно на любом данном расстоянии от оси хребта не имеет достаточного времени для остывания, какое оно имело бы при «нормальных» условиях и океаническое дно занимает относительно высокое положение. Так как объем воды в океане постоянен, то поверхность океана поднимается и океанская вода выплескивается на кратон. И наоборот, в те отрезки времени, когда скорость спрединга очень низкая, океаническое дно имеет больше времени для охлаждения по сравнению с «нормальными» условиями, поэтому оно погружается на большую. чем нормальная, глубину. Во время таких периодов воды стекают с континента в океанические котловины.

Решающим фактором в этом способе регулирования дна океана является изменение степени подкорового разогрева [7031- Само тю себе образование океанического хребта (и вследствие этого смещение массы воды) не влияет на уровень океана, гак как в условиях установивше- I ося режима каждый кубический километр хребта, образовавшись юлжен поглотиться. Поскольку не наблюдается ни полного затопления, ми полного осушения, можно сделать вывод, что образование материала на хребте и его дальнейшее поглощение должны происходить в v тапионарном режиме. Отчетливая связь изменений в скорости спрединга колебаниями уровня океана в течение геологического времени была независимо друг от друга обнаружена несколькими исследователями и начале 1970-х гг. (обобщено Шопфом [735])

Желательно уметь отличать изменения уровня океана, обусловленные оледенением, от изменений, связанных с вариациями в скорости спредиша. Колебания уровня моря, связанные с оледенением, изменяют плотность повер\носгно1 о слоя океана. В плейстоцене во время максимального распространения ледников соленость океана увеличилась примерно на 1 %„ (). При таянии ледников поверхностный слой океана благодаря талой воде должен иметь пониженную соленость. В соответствии с этим в течение периодов с максимальной плотностью поверхностного слоя вода опускается в океанические глубины. а в периоды с минимальной плотностью океан не обновляется в той же степени. Это различие может отражаться и в седиментации: в образовании соответственно измененных окисленных глинистых станцев и неокисленных, богатых органикой сланцев. Возможно, что черные глинистые сланцы самых верхов ордовика северной части Великобритании характеризуют собой время отступления ледников в течение такого периода оледенения. Если это так. го видимая корреляция черных сланцев с трансгрессиями (Леггетг. устное сообщение, 1979) является просто побочным результатом уменьшения плотности поверхностного слоя океана при гаянии ледников и подъеме его уровня.

3.         Третьей возможной причиной крупных колебаний уровня океана является вытеснение воды материалом, образующимся при эрозии континентов. Для того чтобы поднять уровень океана на 1 м, необходимо сместить на 1 м его дно. площадь которого равна 362 х 10'- м2. или. другими словами, необходимо иметь 362 х 10м3 породы Один кубический метр породы (плотность 2,7 г/см3) весит 2.7 х 106 г, и. следовательно. для подъема уровня океана на 1 м необходимо в целом иметь 9,8 х 10211 г породы. Среднегодовая скорость поступления осадков в океан (в доантропогеновое время) равна приблизительно 2,2 х 10й г (1,8 за счет механического осаждения и 0,4 за счет химического осаждения) [315]. Следовательно, для повышения уровня воды на 1 м при такой скорости денудации потребовалось бы 50000 лет. Подъем уровня океана на 100 м с учетом этого механизма произошел бы за 5 млн. лет, что является в общем быстрым в масштабе геологического времени. Вытеснение воды при поступлении осадков уравновешивается изоста тическим опусканием селиментационных бассейнов под увеличивающимся весом отложений Это опускание может сильно снижать эффективность данного метода определения колебаний уровня океана: дальнейший разбор темы представляется весьма дискуссионным, поэтому рассмотрение ее на этом заканчивается.

4.         При осутиении или заполнении крупных бассейнов, подобных Средиземноморскому, водные массы перемещаются в океан и из океана. Оценки показали, что потное осушение Средиземного моря (которое, по-видимому, имело место в позднем миоцене) могло повлечь за собой подъем уровня океана на 10 м [61] и опускание его на ту же величину при повторном заполнении. Изолированная Северная Атлантика в средней — поздней юре [751] была больше, чем современное Средиземное море, и обладала соответственно большим потенциалом для изменения уровня океана. С заполнением Северной Атлантики при распаде континентов, вероятно, связана планетарная регрессия в конце келловея или в самом конце юры.

5.         Местные (но не планетарные) колебания уровня океана относят за счет двух причин (пункты 5 и 6). Первая из них заключается в том, что расхождения на графике возраст — глубина дна океана (стр. 58) могут быть вызваны изменениями высоты «выпуклостей» в подстилающей астеносфере [564]. Эти выпуклости имеют длину волны от 1000 до 2000 км и превышения в несколько сотен метров и могут служить для объяснения быстрых изменений на некоторых графиках возраст - глубина. На плитах, которые перемешаются вверх или вниз по таким выпуклостям, будут накапливаться осадки, отражающие подъем и опускание уровня океана. Это может служить объяснением для аномальных регионов (таких, как Тетис в самом начале перми), в которых осадкоиакопление продолжалось, в то время как другие регионы в пределах всех континентальных окраин поднялись над уровнем океана.

6.         Фазовые изменения на границе Мохоровичича. соответствующие переходам от базальтов к эклогитам, «даю г многообещающую интерпретацию накопления больших мощностей мелководных осадочных oi.io- жений» [428]. Расчеты на ЭВМ показали, что котловины глубиной 500 м до начала воздымания могут аккумулировать от 4 до 6 км мелководных осадков, а котловины глубиной 1,5 км — от 7 до 10 км обломочных отложений.

Вопрос о колебаниях уровня океана в геологическом прошлом оставался одним из наиболее интересных на протяжении всего столетия. Многочисленные «корреляции» (правда, без какого-либо статистического подтверждения) связывали периоды горообразования со временем подъема уровня моря. Причинный механизм, теоретически обоснованный в настоящее время для этого, заключается в гом, что периоды "ыстрого спрединга океанического дна соответствуют эпохам трансгрессий (по причинам, обсуждавшимся выше), а также периодам быстрой абдукции (которая в свою очередь ведет к ботее интенсивному | (<рообразованию вдоль передовых краев континентов).

Ряд авторов представили данные по затоплению континентальных •мастей (в %) в течение геологического времени ( 1-3). Большинство из них согласно с тем, что эпохи максимальных трансгрессий относятся к среднему — позднему ордовику, среднему — позднему де- i'«4iy, среднему миссисипито, среднему Пенсильванию и среднему — позднему мелу. Интервалы между трансгрессиями, главным образом отрезки иремени, ассоциирующиеся с окончанием геологических периодов

Подсчитанные площади фанерозойских морен при современном уровне моря, принимаемом в качестве нулевой поверхности; в этих условиях перекрывается 28,3-10(| км- континентальный коры, общая площадь которой составляет около 176-106 км2