Александр Конюхов - Геология океана: загадки, гипотезы, открытия
Плейстоцен — не единственный период, на протяжении которого происходили значительные колебания уровня океана. По существу, ими отмечены почти все геологические эпохи в истории Земли. Уровень океана был одним из самых нестабильных геологических факторов. Причем об этом было известно довольно давно. Ведь представления о трансгрессиях и регрессиях моря разработаны еще в XIX в. Да и как могло быть иначе, если во многих разрезах осадочных пород на платформах и в горно-складчатых областях явно континентальные осадки сменяются морскими и наоборот. О трансгрессии моря судили по появлению остатков морских организмов в породах, а о регрессии — по их исчезновению или появлению углей, солей или красноцветов. Изучая состав фаунистических и флористических комплексов, определяли (и определяют до сих пор), откуда приходило море. Обилие теплолюбивых форм указывало на вторжение вод из низких широт, преобладание бореальных организмов говорило о трансгрессии из высоких широт.
В истории каждого конкретного региона выделялся свой ряд трансгрессий и регрессий моря, так как считалось, что они обусловлены местными тектоническими событиями: вторжение морских вод связывали с опусканиями земной коры, их уход — с ее воздыманием. В применении к платформенным областям континентов на этом основании была даже создана теория колебательных движений: кратоны то опускались, то воздымались в соответствии с каким-то таинственным внутренним механизмом. Причем каждый кратон подчинялся собственному ритму колебательных движений.
Постепенно выяснилось, что трансгрессии и регрессии во многих случаях проявлялись практически одновременно в разных геологических регионах Земли. Однако неточности в палеонтологических датировках тех или иных групп слоев не позволяли ученым прийти к выводу о глобальном характере большинства этих явлений. Это неожиданное для многих геологов заключение было сделано американскими геофизиками П. Вейлом, Р. Митчемом и С. Томпсоном [1982], изучавшими сейсмические разрезы осадочного чехла в пределах континентальных окраин. Сопоставление разрезов из разных регионов, зачастую весьма удаленных один от другого, помогло выявить приуроченность многих несогласий, перерывов, аккумулятивных или эрозионных форм к нескольким временным диапазонам в мезозое и кайнозое. По мысли этих исследователей, они отражали глобальный характер колебаний уровня океана. Кривая таких изменений, построенная П. Вейлом и др., позволяет не только выделить эпохи высокого или низкого его стояния, но и оценить, конечно в первом приближении, их масштабы (рис. 17). Собственно говоря, в этой кривой обобщен опыт работы геологов многих поколений. Действительно, о позднеюрской и позднемеловой трансгрессиях моря или о его отступании на рубеже юры и мела, в олигоцене, позднем миоцене можно узнать из любого учебника по исторической геологии. Новым явилось, пожалуй, то, что теперь эти явления связывались с изменениями уровня океанских вод.
Рис. 17. Связь колебаний уровня Мирового океана с распределением запасов нефтяных и газообразных углеводородов в мезозое и кайнозое [Геодекян, Забанбарк, Конюхов, 1987]
Запасы: 1 — нефти, 2 — газа
Удивительными оказались масштабы этих изменений. Так, самая значительная морская трансгрессия, затопившая в сеноманское и туронское время большую часть континентов, была, как полагают, обусловлена подъемом уровня океанских вод более чем на 200—300 м выше современного. С самой же значительной регрессией, происшедшей в среднем олигоцене, связано падение этого уровня на 150—180 м ниже современного. Таким образом, суммарная амплитуда таких колебаний составляла в мезозое и кайнозое почти 400—500 м! Чем же были вызваны столь грандиозные колебания? На оледенения их не спишешь, так как на протяжении позднего мезозоя и первой половины кайнозоя климат на нашей планете был исключительно теплым. Впрочем, среднеолигоценовый минимум многие исследователи все же связывают с начавшимся резким похолоданием в высоких широтах и с развитием ледникового панциря Антарктиды. Однако одного этого, пожалуй, было недостаточно для снижения уровня океана сразу на 150 м.
Причиной подобных изменений явились тектонические перестройки, повлекшие за собой глобальное перераспределение водных масс в океане. Сейчас можно предложить лишь более или менее правдоподобные версии для объяснения колебаний его уровня в мезозое и раннем кайнозое. Так, анализируя важнейшие тектонические события, происшедшие на рубеже средней и поздней юры, а также раннего и позднего мела (с которыми связан длительный подъем уровня вод), мы обнаруживаем, что именно эти интервалы были отмечены раскрытием крупных океанических впадин. В поздней юре зародился и быстро расширялся западный рукав океана, Тетис (район Мексиканского залива и Центральной Атлантики), а конец раннемеловой и большая часть позднемеловой эпох ознаменовались раскрытием южной части Атлантики и многих впадин Индийского океана.
Как же заложение и спрединг дна в молодых океанических впадинах могли повлиять на положение уровня вод в океане? Дело в том, что глубина дна в них на первых этапах развития весьма незначительна, не более 1,5—2 тыс. м. Расширение же их площади происходит за счет соответствующего сокращения площади древних океанических водоемов, для которых характерна глубина 5—6 тыс. м, причем в зоне Беньофа поглощаются участки ложа глубоководных абиссальных котловин. Вытесняемая из исчезающих древних котловин вода поднимает общий уровень океана, что фиксируется в наземных разрезах континентов как трансгрессия моря.
Таким образом, распад континентальных мегаблоков должен сопровождаться постепенным повышением уровня океана. Именно это и происходило в мезозое, на протяжении которого уровень поднялся на 200—300 м, а может быть, и более, хотя этот подъем и прерывался эпохами краткосрочных регрессий.
С течением времени дно молодых океанов в процессе остывания новой коры и увеличения ее площади (закон Слейтера—Сорохтина) становилось все более глубоким. Поэтому последующее их раскрытие влияло уже гораздо меньше на положение уровня океанских вод. Однако оно неминуемо должно было привести к сокращению площади древних океанов и даже к полному исчезновению некоторых из них с лица Земли. В геологии это явление получило название «захлопывание» океанов. Оно реализуется в процессе сближения материков и их последующего столкновения. Казалось бы, захлопывание океанических впадин должно вызвать новый подъём уровня вод. На самом же деле происходит обратное. Дело здесь в мощной тектонической активизации, которая охватывает сходящиеся континенты. Горообразовательные процессы в полосе их столкновения сопровождаются общим воздыманием поверхности. В краевых же частях континентов тектоническая активизация проявляется в обрушении блоков шельфа и склона и в их опускании до уровня континентального подножия. По-видимому, эти опускания охватывают и прилегающие участки ложа океанов, в результате чего оно становится значительно более глубоким. Общий уровень океанских вод опускается.
Так как тектоническая активизация — событие одноактное и охватывает небольшой отрезок времени, то и падение уровня происходит значительно быстрее, чем его повышение при спрединге молодой океанической коры. Именно этим можно объяснить тот факт, что трансгрессии моря на континенте развиваются относительно медленно, тогда как регрессии наступают обычно резко.
Сколько было Атлантических океанов?История современной Атлантики укладывается в последние 160—150 млн лет. Самые древние породы, которые были вскрыты бурением с «Гломара Челленджера» на дне этого океана, имеют оксфорд-кимериджский возраст. Это известняки и доломиты типа Аммонитико Россо, которые широко распространены в области мезозойского океана Тетис. Они, скорее всего, имеют гемицелагическое происхождение, т. е. формировались в обстановках, соответствующих современному континентальному склону или верхней часта подножия, на глубинах до 2000—2500 м. На шельфах, окружавших единственную существовавшую тогда Центральноатлантическую впадину, обширные пространства были заняты барьерными рифами и мелководными карбонатными банками, со временем превратившимися в мощные карбонатные платформы. Скелетные остатки карбонатстроящих морских организмов, живших в юрское и раннемеловое время, слагают ныне толщи рифовых и других известняков мощностью 2—3 км. Эти толщи прослеживаются бурением и геофизикой под внешним краем шельфа и континентальным склоном атлантических окраин Северной Америки, Северо-Западной Африки и Западной Европы.
В начале неокома расколы в западной части Гондваны привели к обособлению впадины Южной Атлантики. Однако океаническая кора здесь сформировалась только в промежутке между Фолклендским (Мальвинским) плато и поднятиями Китовый—Рио-Гранде, которые отделяют Капскую и Аргентинскую котловины от более северных, Бразильской и Ангольской. Накапливавшиеся в апте и альбе в этих разобщенных океанических водоемах осадки поэтому имели разный составив северных (Иберийской, Северо-Американской и Канарской) котловинах преобладали темноцветные глинистые и карбонатные отложения («черные глины»), в южных (Капской и Аргентинской) впадинах — песчано-алевритовые подводнодельтовые и морские образования с горизонтами углистых глин. Оба водоема оставались разобщенными вплоть до конца раннего мела, когда нормальный морской режим установился на всем пространстве зоны раскола между Африкой и Южной Америкой. Впрочем, даже после появления этой связи Атлантический океан не был еще единым целым. В северной его половине продолжался перенос водных масс, поступавших из океана Тетис и в обратном направлении. В то же время в южные впадины проникали воды из смежных областей Тихого океана. Лишь в позднем мелу воды из центральной части Атлантики распространились на юг, вплоть до окраин Габона и Камеруна (рис. 18). Однако полная перестройка системы океанической циркуляции произошла лишь во второй половине эоцена. Это было вызвано окончательным развалом Лавразийского континентального блока и формированием Лабрадорской, Гренландской и других впадин, а затем и Северного Ледовитого океана (рис. 19). Таким образом, Атлантический океан с характерной для него специфической, почти замкнутой системой поверхностных и придонных течений сложился лишь 40—50 млн лет назад, т. е. через 100 млн лет после возникновения здесь первых участков с океаническим типом коры.
