Каплин П.А., Клиге Р.К., Чепалыга А.Л. (ред.) Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет - файл n1.doc

приобрести
Каплин П.А., Клиге Р.К., Чепалыга А.Л. (ред.) Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет
скачать (1533 kb.)
Доступные файлы (1):
n1.doc1533kb.01.06.2012 12:18скачать

n1.doc

1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   16

Оценки параметров источников приведены в табл. 4 [Тараканов,Че-ревко, 1979]. Для полного поля (Л/= 16) центры масс расположены на глубинах 630—1000 км. Сглаживание аномалий приводит к увеличению hq до 1300 км (N = 4). Отсюда видно, что мнение многих авторов о су­ществовании нескольких источников во всей толщине мантии неверно. Процесс сглаживания поля в общем увеличивает коэффициент формы и поправку на смещение центра масс. К данным статьи [Тараканов, Че-ревко, 1979] в табл. 4 добавлены результаты интерпретации аномалий на глубине 400 км*.

Продолжение аномалий на глубину 400 км с помощью ряда (45) в пределах точности оценок hq не увеличивает значения глубин для пол­ного поля (Л/= 16),за исключением Карибской аномалии. Во всяком случае, обе причины завышения глубин — сглаживание и продолжение поля внутрь Земли — не позволяют сместить источники на границу ядро-мантия, не говоря уже о границе внешнего и внутреннего ядер (см. табл. 4).

Продолжение поля на глубину 400 км было выполнено с целью разде­ления влияния двух основных фазовых границ переходной зоны — 420 и 670 км. Попытка объяснения крупнейших аномалий вариациями обеих

Аномалии на глубине 400 км вычислены Т.Н. Черевко.

i

Рис. 4. Система координат и основные обозначения при реставрации древнего поло­жения (7) источника современной аномалии (2) по высоте океана в предшествующее геологическое время

фазовых границ была предпринята еще раз совсем недавно Мак-Квином и Стейси [McQueen, Stacey, 1976].

Зависимость расположения центра масс от числа гармоник Л/ весьма слабая (см. табл. 4). Поэтому можно заключить, что глубина источни­ка определяется не столько числом гармоник в заданном поле, сколько площадью аномальной зоны (см. рис. 1).

Геометрический центр источников Индийской, Австралийской и Се­веро-Атлантической аномалий (Л/=16) находится на глубинах 790—900км и примыкает снизу ко второй фазовой границе мантии. Источник Ка­лифорнийской аномалии близок ко второй границе (h0 =690 км), а Карибской — к первой (h 0 = 460 км).

Радиусы аномальных тел, вычисленные по hq, aq2/R2, R и выражен­ные в угловой мере, равны 11 — 15°. Лишь радиус Карибской анома­лии равен 20°, что связано с вытянутостью аномальной зоны в ме­ридиональном направлении (табл. 5). Радиусы источников, оцененные по обращению в нуль плотности простого слоя, очень близки к оценкам в по формуле (51). Максимальная толщина плотностных неоднород-ностей, полученная по плотности простого слоя при скачке плотности 0,1 г/см3, составляет 20—70 км.

По количественным оценкам hq (см. табл. 4) и т (см. табл. 5) оце­ним опущенный член i//5 в разложении потенциала (34). Дифференци­руя выражение (34) по х, получим в эпицентре аномалии (х = / = 0, r = z = hq) интересующее нас соотношение

fm

Количественные оценки ф5 в эпицентре аномалий для полученных значений hg и т не превосходят 3- Ш~5. Поскольку ф3 по табл. 4 не превышает 5 • 10~2, коэффициентом формы ф$ можно пренебречь.

Массы источников аномалий составляют величину порядка 1022 г и меняются от 0,7 до 1,6 (см. табл. 5). Знаки аномальных масс совпадают со знаками высот геоида и вертикальной составляющей силы притя­жения.

44

Знание массы и горизонтальной протяженности источников не позво­ляет определить плотность неоднородности, ибо толщина слоя неизвест­на. Выше мощность колебаний контактной поверхности источника оце­нивалась для заданного скачка плотности (0,1 г/см3). Однозначное опре­деление моментов масс не дает возможности восстановить форму источ­ника полностью. В изучении распределения масс относительно ее центра существенную роль играет комплексная интерпретация гравиметрических и сейсмических наблюдений.

Примером комплексной интерпретации аномалий может служить ра­бота, выполненная в Институте физики Земли АН СССР Л.П. Винником, А.А. Лукком, М. Мирзокурбоновым, Ю.А. Таракановым и Т.Н. Черевко [Винник и др., 1978]. По продольным волнам далеких землетрясений Памирской, Киргизской и Саянской групп станций была сделана попытка обнаружения понижения скорости на глубине 790 км. Однако расположе­ние очагов землетрясений и сейсмологических станций Института физи­ки Земли АН СССР оказалось таким, что упругие волны не пересекали зону разуплотнения в ближайшей окрестности (800 ±100 км по глуби­не), а проходили на глубинах 1100—1800 км. В этом слое обнаружена положительная аномалия скорости продольных волн AVp=0,04 км/с. Повышение скорости наблюдается в слоях, центры которых расположены на глубинах 1200 и 1600 км, а их аномальная скорость определяется подъемом зон высокого скоростного градиента на величину порядка 100км.

Во все элементы гравитационного поля модели — f, T$, TR была вве­дена поправка с отрицательным знаком за счет притяжения переуплотнен­ного слоя, центр которого расположен на глубине 1400 км. После этого проводилась повторная интерпретация возросшей аномалии, т.е. опре­делялись m, hq и aq2/R2 нового источника.

Отношение аномалий скорости Avp и плотности Д5 на глубинах 800— 1800 км фактически неизвестно, т.е. нельзя однозначно пересчитать из­меренные Д1/р в интересующие нас значения AS для вычисления грави­тационного поля положительного блока. Поэтому для различной вели­чины компенсационной массы т+, равной 1 • 1022, 3- 1022 и 5- 1022 г, вычислялись величины Т, Ts и Тк. После вычитания этих величин из наблюденного поля глубины источника увеличились соответственно до 860, 950 и 1140 км, а масса вышележащего разуплотнения т_ возрос­ла до -2,3- 1022, -4,4- 1022 и -6,4- 1022 г. При этом следует иметь в виду, что в разложении потенциала и его производных координата г заменялась на hq с целью облегчения ручного счета [Винник и др., 1978; Тараканов, Черевко, 1978]. При т+=3-1022 г разуплотненное тело приблизилось к границе положительного блока. Поэтому компенсацион­ная масса т+ =3- 1022 г была принята за предельно допустимую вели­чину, а т _ =—4,4- 1022 г за массу разуплотнения на глубине 950 км. Радиусы горизонтального простирания отрицательного и положительно­го источников приблизительно равны и составляют величину 1500 км. Для компенсационной массы радиусом 1500 км и толщиной 700 км опре­делено отношение Д|/р/Д5 = 6,6 км/с /(г/см3).

Отношение Дир/Д5 для оливина [Chung, 1971], стишовита и перикла-зЗ [Паньков, Калинин, 1975] равно соответственно 4,7; 7,4—5,6; 1,9—1,5 км/с/(г/см3). Положительное отношение Д|/р/Д5 объясняется температурным эффектом, причем температурные производные моду­лей сдвига и адиабатического сжатия, входящих в формулу vp, приняты равными.

45

Таблица 5

Результаты интерпретации крупнейших гравитационных аномалий, вычислен­ных на поверхности Земли*







U , град





Длина дуги

Л/









.









И

.....

А

С-А

Кф

Кр

И

А



16 11

13

15

14

20 1090

1240



10 13

15

18

14

20 1060

1450



6 16

19

22



1480

1820



5 16

15

15



1450

1420



4 17

15

15

-

1530

1380



' И — Индийская, А — Австралийская, С-А — Северо-Атлантическая, Кф — Калифор­нийская, Кр — Карибская аномалии.

(R-h -Ah), км





Масса, 1022

г





С-А

Кф

Кр

И

А

С-А

Кф

Кр'



1430

1390

2090 -1,6

1,5

1,5

-0,7

-0,8



1730

1370

2040 -1,8

1,5

1,6

-0,9

-0,8



2100

-

-2,1

1,6

1,6



_



1370

-

-2,0

1,7

1,6



_



1360

-

-2,3

1,8

1,0

-



На основании комплексной интерпретации Индийской аномалии мож­но думать, что внутри Земли происходят более крупные процессы, чем это кажется на дневной поверхности. Масса разуплотнения на глубинах 800—1000 км на самом деле почти в три раза больше, чем по наблюден­ному полю. Хорошо известное явление гидростатической компенсации на глубинах 1100—1800 км на 2/3 скрадывает влияние действительного источника.

Существование дипольных плотностных и скоростных неоднородное -тей обнаруживается не только под Индийской гравитационной аномалией. Под Карибской аномалией под разуплотнением на глубине 670 км (изо-статическая редукция, табл. 4) Джорданом и Линном обнаружено высо­коскоростное тело [Jordan, Lynn, 1974].

Создается впечатление, что крупнейшие плотностные и скоростные неоднородности лежат ниже второй фазовой границы мантии и занимают слой 800-1800 км.

Заслуживают большого внимания последние экспериментальные дан­ные Лиу, позволяющие предположить существование третьей сейсмичес­кой границы мантии на глубине больше 700 км [Liu, 1978, 1979].

В слое 800—1800 км возможны динамические процессы, ибо само существование дипольного источника на больших глубинах позволяет предполагать возможность плотностной дифференциации вещества мантии.

Выполненная комплексная интерпретация делает понятными резуль­таты Дзевонского, Хагера и О'Коннела [Dziewonski et ai., 1977]. По аномалиям времен пробега продольных волн далеких землетрясений были вычислены аномалии скорости. Несмотря на большое число запи­сей землетрясений (730 000), авторы этой работы определили лишь первые три гармоники в разложении Ai/p по сферическим функциям в пя­ти слоях от поверхности Земли до ядра. Основным препятствием для определения большего числа гармоник служит неравномерное распреде­ление очагов землетрясений и сейсмических станций на поверхности Земли. По коэффициентам разложения Д|/р (if, \) были вычислены анома­лии в с: плх: 1) 0-670 км (до второй фазовой границы) ; 2) 670-1100 км (до границы переходной зоны); 3) 1100-1500 км; 4) 1500-2200 км; 5) 2200-2900 км (до границы ядра).

46

Результаты, относящиеся к глубинам менее 1100 км, авторы считают ненадежными. Однако Индийская аномалия настолько велика, что в слое 670—1100 км удалось уловить аномалию скорости порядка —0,03 км/с, что соответствует разуплотненному слою на средней глубине 790 км (см. табл. 4). Из этой же таблицы видно, что ограничение разложения гравитационных аномалий четырьмя гармониками смещает центр разуп­лотнения на глубину 1180 км, т.е. ниже слоя 670—1100 км. Нетрудно представить, что сглаживание аномалий до трех гармоник приведет к сползанию разуплотненной зоны в следующий слой (1100—1500 км). Возможно, что по этой причине авторам рассматриваемой работы при­шлось поместить плотностную неоднородность в слой 1100—1500 км, а отрицательную аномалию Ai/p в слое 670—1100 км считать ненадежной. Вполне естественно, что вычисление коэффициента корреляции между аномалиями скорости и плотности не могло дать оценку глубины плот­ностных неоднородностей.

В слое 1500—1800 км аномалия скорости положительна, равна 0,03 км/с и очень близка к результату, полученному Винником и др. [Винник и др., 1978].

Интерпретация гравитационных аномалий, выраженных в рельефе водной поверхности океана, позволяет с учетом современных сейсмо­логических данных выделить ряд геосфер: 30—670, 670—1800 и 1800— 2900 км.

Перспективы реставрации древнего рельефа поверхности океана. Иллюстрация отражения глубинных структур Земли в рельефе круп­нейших особенностей водной поверхности океана, приведенная в пре­дыдущем разделе, наводит на мысль о реставрации рельефа древнего океана по исследованию береговых линий предшествующих геологических эпох.

С гравиметрической точки зрения задачу восстановления древнего геоида можно разделить на прямую и обратную.

Прямая задача заключается в оценках возмущающего потенциала вследствие таяния и образования ледников, прогибания и подъема зем­ной коры под ледниками, любого изменения рельефа твердой Земли. Гравитационный потенциал Земли изменяется в результате оттока и притока вещества в астеносфере и любого движения масс внутри Земли.

47

Другими словами, поверхность океана откликается на любое перераспре­деление неоднородностей внутри Земли и на ее поверхности.

Решение прямой задачи было предпринято в работах Фаррелла и Клар­ка [Farrell, Clark, 1976] и Кларка, Фаррелла, Пельтье [Clark etal., 1978]. Сходство теоретически рассчитанных и наблюдаемых колебаний уровня океанов пока невелико. По-видимому, в разных районах Земли нужно применять различные модели упруго-вязких деформаций земной коры и более глубоких геологических слоев.

Обратная задача заключается в поиске перемещений погребенных гео­логических структур во времени по изменениям береговых линий древ­него океана. При этом знание очертаний и размеров возникших или рас­таявших ледников может использоваться для введения поправок в высо­ты океана. Подобная операция проводится при интерпретации гравита­ционных аномалий в отношении учета влияния наружного рельефа Земли и даже его гидростатической компенсации в подошве земной коры и в мантии.

Попытка решения обратной задачи была выполнена в работе Ю.А. Та­раканова и В.А. Шлейникова [Тараканов, Шлейников, 1977]. Отклоне­ния высот плейстоценовых морских террас от их средней высоты по всему Мировому океану были объяснены изменениями высот геоида крупнейших гравитационных аномалий. Полученная оценка сверху ха­рактеризует максимально возможный дрейф гравитационного поля. Оказалось, что вековые изменения гравитационного поля не превышают 0,05 мкГал/год. Эта цифра делает понятным, почему современные гра­виметры не улавливают вековых изменений Поля. Самым чувствитель­ным гравиметром в настоящее время считается прибор, точность которого не превышает 1 мкГал.

Проблема реставрации древнего гравитационного поля настолько слож­на и пока не ясна, что вряд ли можно сомневаться в целесообразности поиска различных путей ее решения.

Одной из сторон этой проблемы является связь реставрации высот древнего океана с интерпретацией его современного рельефа и строением Земли. В предыдущем разделе было показано, что комплексная интерпре­тация гравитационного поля (по трем элементам) повышает однознач­ность и точность решения. Кажется очевидным, что нельзя узнать поло­жение переместившихся масс в предшествующие эпохи, если неизвестны положение и форма современной погребенной структуры. Например, по коэффициенту формы источника аномалии однозначно определяется знак сжатия, ибо q2 > 0, Ft2 > 0. Если известно, что аномальное тело плос­кое или вытянуто по радиусу, то можно представить и направление его дрейфа.

Предположим, что гравитационная аномалия современного поля вызва­на погребенной структурой, например в астеносфере. По современному полю нетрудно определить т, hc и aq2/R2. Глубину современного поло­жения центра масс обозначим через hG. Древние высоты океана Јд почти невозможно реставрировать по заданному профилю х. Поэтому будем исходить из случайного распределения f д по площади. В такой ситуации можно в первом приближении пренебречь несимметричностью аномаль­ного тела и положить равными нулю центробежные моменты инерции И соответствующие им коэффициенты формы по формуп~м (32) и (33) :

48

Учитывая сжатие тела по радиусу Земли при А = В, получим вместо соотношения (36) при любом х\лу

Теперь высоту древнего океана с помощью формул (3), (25) — (27), (37) можно записать в довольно простом виде:

fm г xxQ+yye+aQ 1 (а
-1+~~~ ~ 1-

(54)

Высота океана в формуле (54) разложена в окрестности современной системы координат Gxyz (см. рис. 5). Масса древнего источника считается равной современному значению, но с другим коэффициентом формы (ад2//?2) д. Координаты х, у, г соответствуют пункту с известными координатами в современной системе, где удалось реставрировать высо­ту древнего океана. Величина г2 = х2 + у1 + г2 также известна.

В уравнении (54) четыре неизвестные величины — XQ, yq, ZQ (коор­динаты древнего положения центра масс) и (aq2/Я2) д. Уравнение линей­ное, и для определения неизвестных нужно восстановить высоту древнего океана в четырех пунктах.

В связи с проблемой реставрации рельефа древнего океана возникает вопрос, каким образом можно связать уже выполненную интерпретацию крупнейших аномалий с геодинамикой. Один из путей состоит в иссле­довании проблемы прогибания дна океана с устойчивостью существова­ния дипольных источников в слое 800—1800 км. Геодинамические воп­росы их существования могут зависеть от величины, формы и массы неоднородностей, температуры и вязкости на глубинах, занятых аномаль­ными телами.

Выводы

1. В рельефе водной поверхности современного океана отражаются крупнейшие на Земле плотностные и скоростные неоднородности. Частич­но аномальные зоны охватывают континентальные структуры. Все центры аномалий приближены к границе океан—континент.

2. Комплексная интерпретация гравитационных и сейсмологических наблюдений позволяет разделить мантию Земли на три геосферы: 30—670, 670-1800, 1800-2900 км.

3. Источники 5 крупных гравитационных аномалий находятся во вто­рой геосфере и возможно приурочены к третьей фазовой границе с вариа­циями плотности и скорости вследствие изменений температуры. Компен­сационные массы имеют обратный знак и как бы продлевают неоднородно­сти в сторону ядра. По этой причине аномальные массы в несколько раз больше кажущихся величин, соответствующих наблюдениям с помощью искусственных спутников.

4. СОьременные приборы позволяют уточнять рельеф водной поверх­ности высокими темпами и ожидать определение высот океана с точ­ностью до 0,1 м. Восстановление высот древнего океана становится в этой связи незаменимым инструментом в геодинамике.

5. Реставрация высот древнего океана тесно связана с интерпретацией современного рельефа водной поверхности. Знание массы, глубины залегания ее центра и сжатия источника современной аномалии позволяет 4. Зак. 1315 49

найти параметры древней структуры по небольшому числу случайно рас­положенных пунктов реставрации высот древнего океана. Тип реологи­ческой модели целесообразнее определять по изменению во времени па­раметров плотностной неоднородности.

ЛИТЕРАТУРА

Бровар В.В., Магницкий В.А., Шимбирев Б.П. Теория фигуры Земли. М.: Геодезиз-

дат, 1961. 256с.

Винник Л.П., Пукк А.А., Мирзокурбонов М., Тараканов Ю.А., Черевко Т.Н. Источни­ки крупнейших ундуляций геоида по сейсмическим и гравитационным данным. — Докл. АН СССР, 1978, т. 241, № 4, с. 789-792.

Джеффрис Г. Земля, ее происхождение, история и строение. М.: ИЛ, 1960. 486 с. Дубошин Г.Н. Небесная механика, основные задачи и методы. М.: Наука, 1968. 800с. Жарков В.Н., Трубицын В.П., Самосненко Л.В. Физика Земли и планет. М.: Наука,

1971.384с.

Жонгопович Н.Д. Внешнее гравитационное поле Земли и фундаментальные постоян­ные, связанные с ним. — Тр. Ин-та теор. астрономии АН СССР, 1952, вып. 3, с. 1 — 129.

Идельсон Н.И. Теория потенциала с применениями к теории фигуры Земли и геофи­зики. М.; Л.: ОНТИ, 1936. 423 с. Изотов А.А., Зубинский В.И., Макаренко Н.Л., Микиша A.M. Основы спутниковой

геодезии. М.: Недра, 1974. 318с.

Магницкий В.А. К вопросу об интерпретации основных неправильностей гравита­ционного поля Земли. — Тр. Ин-та физики Земли АН СССР, 1960, № 11 (178). Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. М.: Недра, 1965. 379 с. Паньков В.Л., Калинин В.А. Термодинамические характеристики горных пород и минералов в условиях оболочки Земли. — Изв. АН СССР. Физика земли, 1975, №3, с. 3-15.

Пеллинен Л.П. Высшая геодезия. М.: Недра, 1978. 264с.

Тараканов Ю.А. Источники крупных гравитационных аномалий. — В кн.: Глубинное, строение и геофизические особенности структур земной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1977, Тараканов Ю.А., Винник Л.П. Новая интерпретация ундуляций геоида на море. —

Докл. АН СССР, 1975, т. 220, № 2. Тараканов Ю.А., Шлейников В.А. Оценка предельных изменений гравитационного

поля в плейстоцене. - Докл. АН СССР, 1977, т. 234, № 4.

Тараканов Ю.А., Черевко Т.Н. Интерпретация крупнейших гравитационных анома­лий Земли. - Изв. АН СССР. Физика Земли, 1979, № 4.

Allan R.R. Oepth of sources of gravity anomalies. — Nature. Phys. Sci., 1972, vol. 236, N 63. Argentiero h., Lowrey b. A comparison of satellite systems for gravity field measurements.—

Geophys. Surv., 1978, vol. 3, N 3.

Balmino G. Representation of the Earth potential by buried masses. — Monogr. Amer. Geo­phys. Union, 1972, vol. 15. Chung D.H. Elasticity and equation of state of olivines in the Mg2 SiO4 —Fe2SiO4 system. —

Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 1971, vol. 25, N 5. Clark J.A., Farrell W.E., Peltier W.R. Global changes in postglacial sea level: A numerical

calculation. - Quatern. Res., 1978, vol. 9, N 3. Cook A.M. Sources of harmonics of low order in the external gravity field of the Earth. —

Nature, 1963, vol. 198, N 4886.

Dziewonski A.M., Hager B.H., O'Conne/ R.J. Large-scale heterogeneities in the lower mant­le. - J. Geophys. Res., 1977, vol. 82, N 2. Farrell W.E., Clark J.A. On postglacial sea level. — Geophys. J. Roy. Astron. Soc 1976

vol.46.

Hide R.M., Malin S.R.C. Novel correlation between global features of the Earth's gravita­tional and magnetic fields. — Nature, 1970, vol. 225, N 5233. Hide R., Horai K. On the topography of the core-mantle interface. — Phys. Earth Planet.

Inter., 1968, vol. 1, N 5. Higbie J., Stacey F.D. Depth of density variations responsible for features of the satellite

geoid. — Phys. Earth Planet Inter., 1970, vol. 4, N 2. Higbie J., Stacey F.D. Interpretation of global gravity anomalies. — Nature. Phys Sci

1971, vol. 234, N 50.

Jordan Т.Н., Lynn W.S. A velocity anomaly in the lower mantle. — J. Geophys. Res., 1974 vol. 79, N 17.

50

Kaula W.M. Geophysical implications of satellite determination of the Earth's gravitational field. - Space Sci. Revs, 1967, wol. 7, N 5/6.

Khan M.A. Depth of sources of gravity anomalies. — Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 1977, vol.48, N 2.

Khan M.A. Plumes in the mantle. - Vero'ff. Zentralinst. Phys. Erde, 1974, T. 2, N 30.

Lambeck K. Lateral density anomalies in the upper mantle. — J. Geophys. Res. 1976, vol. 81, N35.

Lerch F.J., Klosko S.M., Laubscher R.E., Wagner C.A. Gravity model improvement using GEOS-3(GEM-9 and 10). - Rep. X-921-77-246, Goddard Space Flight Center, 1977.

Marsch J.G., Vincent S. Global detailed geoid computation and model analysis. — Geophys. Surv., 1974, vol. 1, N4.

Marsh J.G., Vincent S. Gravimetric geoid computations and comparisons with Skylab alti­meter data in the GEOS-C calibration area: Rep. presented an the 16th Gen. Asssembly of the Intern. Union of Geodesy and Geophysics. Grenoble, 1975.

McGoogan J.F., Leitao C.D., Wells W.T. Summary of Skylab S-193 altimeter altitude re­sults. - NASA Wallops Flight Center TM X-69355, 1975.

McQueen H.W.S., Stacey F.D. Interpretation of low degree components of gravitational potential in terms of undulations of mantle phase boundaries. — Tectonophysics, 1976, vol.34, N 1/2.

Rapp R.H. Potential coefficient determinations from 5°-terrestrial gravity data. — Rep. Dep. Geod. Sci. Ohio State Univ., 1977, N 251.

Runcorn S.K. Flow in the mantle inferred from the low-degree harmonics of the geopoten-tial. - Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 1967, vol. 14, N 1/4.

Smith D.E., Lerch F.J., Marsh J.G. etal. Contributions to national geodetic satellite program by Goddard Space Flight Center. - J. Geophys. Res., 1976, vol. 81, N 5.

Tarakanov Yu.A., Vinnik L.P., Chujkova N.A. On the possible thermal nature of the largest undulations of the geoid. — Tectonophysics, 1977, vol. 41, N 1 /3.

Joksoz M.N., Arkani-Hamed J. Seismic delay times: Correlation with other data — Science, 1967, vol. 158, N 3802.

Vonbun F.O., Marsh J.G., Lerch F.J. Computed.and observed ocean topography: A compa­rison. — Boundary-Layer Meteorol., 1978, vor. 13, N 1/4.

Wilcox L. An analysis of gravity prediction for continental areas. — Defense Mapping Agency Aerospace Center Ref. Publication, 1974, N 74—01.

УДК 551.11+551.334.4:551.794

Д.Д. БАДЮКОВ

ВЛИЯНИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ФОРМЫ ГЕОИДА И ДЕФОРМАЦИЙ ТВЕРДОЙ ЗЕМЛИ ПОД ДЕЙСТВИЕМ ВОДНОЙ НАГРУЗКИ НА ИЗМЕНЕНИЕ УРОВНЯ МОРЯ В ПОСЛЕЛЕДНИКОВОЕ ВРЕМЯ

Причины изменения уровня моря. Современная береговая линия в пер­вом приближении представляет собой линию пересечения двух динамичес­ких поверхностей — поверхности воды и поверхности суши у края водо­ема. Гипсометрическое положение древней береговой линии определяется в основном изменениями положения этих двух поверхностей. Как прави­ло, такие изменения происходят одновременно и редко совпадают по ско­рости, причем они могут иметь как различный знак, так и быть однонап­равленными. Выделение из суммарного эффекта одной из составляю­щих - весьма сложная задача, зачастую просто неразрешимая. Поэтому чаще всего, говоря об изменениях уровня моря, подразумевают относи­тельные его колебания. В нашу задачу не входит рассмотрение причин колебаний поверхности твердой Земли у края водоема, так как эта проб­лема требует специального исследования. В данной статье мы ограничимся обзором причин колебаний собственно водной оболочки. Такие изменения

51

уровня моря были названы Э. Зюссом "эвстатическими" [Suess, 1888], что в переводе с греческого означает "устойчивые". Вводя этот термин, Э. Зюсс подразумевал, что поверхность океана колеблется, а суша не ис­пытывает вертикальных перемещений. Таким образом, под эвстатически­ми изменениями уровня моря подразумеваются все длиннопериодные колебания поверхности водных масс, связанные с изменениями их объе­ма, распределением на земном шаре, а также с колебаниями объемов океанических впадин. Первоначально смысл термина "эвстатические изме­нения уровня моря" был более узким. Э. Зюсс считал, что основной фак­тор колебаний уровня моря — изменение объема чаши океана, причем опускание земной коры происходит за счет сжатия Земли, что вызывает регрессию, а трансгрессии происходят в результате накопления осадков. Последняя причина изменения уровня моря называется седиментоэвста-зией, а изменение объема океанских впадин вследствие тектонических движений земной коры носит название тектоноэвстазии [Fairbridge, 1961] . А.П. Павловым предложено называть все изменения уровня, свя­занные с изменением объема океанских впадин, теократическими изме­нениями уровня водоема.

К теократическим следует отнести изменения уровня моря в результате тектонических опусканий обширных участков океанического дна, измене­ния объема срединно-океанических хребтов, замыкания геосинклиналь­ных морей, образования глубоководных желобов, процессов океанской седиментации и изостатических вертикальных перемещений дна океанов, а также вертикальных и горизонтальных движений континентов. Коли­чественный расчет влияния перечисленных факторов на изменение уровня моря представляется сложной задачей, и решение ее возможно лишь большим приближением [Менард, 1966; Леонтьев, 1970; Найдин, 1972; Богданов и др., 1978]. Существенно, однако, то, что все эти причины из­менения объема океанических впадин (за исключением изостатических движений) ощутимо проявляются лишь в весьма длительном промежутке времени (не менее 10s лет) и для рассматриваемого периода (порядка 104) не играют заметной роли. Лишь изостатические перемещения лито­сферы, как будет показано дальше, вносят заметный вклад в послелед­никовые изменения уровня океана.

Гидрократические изменения уровня моря отражают колебания соб­ственно водной массы в результате таких процессов, как поступление в океан ювенильных вод, связывание воды при серпентинизации ультраос­новных пород в рифтовых зонах, периодические изъятия значительных объемов воды при возникновении материковых оледенений и возвраще­ние их в океаны в периоды межледниковий и, наконец, изменения плот­ности морских вод при изменении температуры и солености. Очевидно, значение этих факторов для изменения уровня моря в последние 15— 17 • 103 лет неодинаково. Г. Менард [1966] указывает, что за последние 109 лет количество воды, поступающей в океан за счет дегазации мантии, преобладает над количеством ее, изымающимся в результате серпенти­низации, что вызывает подъем уровня океана со скоростью 1 мм/103 лет. Уровень моря за счет колебания плотности морСКИХ ВОД изменяется быстро, однако имеет абсолютную величину около 1 м/102 лет [Scho-field, 1967]. Наиболее быстрые и значительные Гидрократические изме­нения уровня моря происходят в результате гляциоэвстазии — колебаний уровня в периоды возникновения и разрушения континентальных лед­ников. Именно этим процессом обусловлена поздне-послеледниковая трансгрессия. 52
К гидрократическим колебаниям уровня моря относятся не только те колебания, которые вызваны изменением объема водных масс. К ним относятся колебания уровня за счет перераспределения воды в Мировом океане без изменения ее объема. Такие колебания уровня происходят за счет изменения формы геоида по различным причинам. Э. Зюсс во вто­ром томе "Лика Земли" [Suess, 1888] касается вопроса о распределении в приэкваториальном пространстве коралловых построек, находящихся на глубине, превышающей максимальную глубину распространения жи­вых кораллов. Подобное явление Зюсс объясняет поднятием уровня океана на экваторе, которое может произойти, если угловая скорость вращения Земли возрастет. Совершенно очевидно, что Зюсс исходил из неверной предпосылки — угловая скорость вращения Земли не возрас­тает, а, как показано астрономическими наблюдениями, ведущимися уже 3000 лет, замедляется, так что в принципе должен наблюдаться об­ратный процесс — поднятие уровня моря в полярных широтах и падение его в экваториальных. Как отмечает в своей работе С. Флатте [Flatte, 1965], изменения скорости вращения Земли за последние 108 лет могли вызвать подъем уровня моря на полюсах не более чем на 60 м и его па­дение у экватора не ниже 30 м.

Р. Вудвард решил задачу о влиянии ледниковых масс на средний уро­вень моря [Woodward, 1888]. Этот исследователь расчетами продемон­стрировал, что значительные массы льда резко искажают уровень моря на близлежащих акваториях. Таяние же льда приводит к неодинаковому подъему уровня моря. Таким образом, мнение этого исследователя соответствует тем взглядам на гляциоэвстатические изменения уровня моря, которых придерживаются многие исследователи в наши дни. Как мы видим, и Зюсс, и Вудвард привлекают различные факторы для объяс­нения деформаций геоида. Зюсс рассматривает изменение потенциала центробежной силы, в то время как Вудвард оперирует невращающейся Землей и рассчитывает возмущение потенциала силы притяжения.

Еще одно объяснение изменения уровня моря вследствие изменения геоида предложил А. Вегенер в начале XX в. [Марков, 1948]. Оно каса­ется изменения положения полюса в геологическое время и, таким обра­зом, относится к возмущению потенциала силы тяжести за счет изменения положения оси вращения Земли.

Кроме того, в последнее время была выдвинута проблема изменения уровня океана из-за изменений глобального рельефа геоида [Mbrner, 1976]. Эта проблема особенно интересна в свете дискуссии об асинхрон-ности глобальных трансгрессий и регрессий [Яншин, 1973; Казаринов, 1976].

Исследование изменений уровня океана под влиянием изменения фор­мы геоида и деформаций твердой Земли под действием водной нагрузки и служит предметом предлагаемой статьи.

Изменения геоида как причина изменения уровня моря. Поверхность вод Мирового океана никогда не находится в покое — происходит посто­янное ее возмущение различными процессами, такими, как волнение, течения, приливы, изменение атмосферного давления и т.п. Если мы пре­небрегаем этими возмущениями, то получим некоторую среднюю поверх­ность океана, отражающую равновесное состояние океанических вод, которое определяется действием на них гравитационного поля Земли. Последнее, как и любое поле вообще, описывается потенциальной функ­цией, называемой потенциалом силы тяжести. Потенциал силы тяжести W есть сумма потенциала силы притяжения V, который зависит в основном

53

от общей массы Земли и распределения плотностных неоднородностей в ее недрах и потенциала центробежной силы U, зависящего от параметров вращения Земли. Приращение потенциала dW представляет собой работу, затрачиваемую на перемещение материальной точки в поле сил тяготения. Легко показать [Грушинский, 1976], что при перемещении точки перпен­дикулярно силе тяжести совершаемая работа равна нулю: dW= 0. Интегри­руя это выражение, получаем W = const. Это выражение есть уравнение некоторой поверхности, характеризующейся тем, что в любой ее точке сила направлена по нормали к этой поверхности. Вследствие того что со­ставляющая силы тяжести вдоль поверхности равна нулю, она представ­ляет собой поверхность равновесия жидкости. Такая поверхность называ­ется уровенной, или эквипотенциальной. Можно подобрать такое значение постоянной, что эквипотенциальная поверхность совпадет с невозмущенной поверхностью океана (это возможно постольку, поскольку воды Мирово­го океана находятся в гидростатическом равновесии). Такое определение геоида было предложено в 1873 г. немецким геодезистом Листингом.

Если бы Земля представляла собой либо однородное тело, либо тело, состоящее из неоднородных масс, плотность которых изменяется по ра­диусу (сферически-симметричное), то уравнение геоида было бы уравне­нием эллипсоида вращения. Такой эллипсоид называется уровенным эл­липсоидом. Его удобно использовать как некоторую простейшую поверх­ность, относительно которой мы можем отсчитывать высоты реального океанического геоида. Форма такого эллипсоида вращения характеризует­ся величиной а —сжатием. В результате разложения общего геопотенциала в ряд по сферическим функциям можно получить наилучшую форму эл­липсоида относимости, которая будет очень незначительно отличаться от реального геоида. На практике, однако, ограничиваются первыми двумя-тремя членами разложения потенциала силы тяжести, учитывающими толь­ко сжатие Земли. В 1973 г. была принята модель земного эллипсоида ("стандартная Земля"), имеющая сжатие несколько большее а = 1/298,256 [Грушинский, 1976]. Гравитационное поле стандартной, или нормальной. Земли называется нормальным гравитационным полем. Все отклонения реального гравитационного поля от нормального называются аномалиями силы тяжести. Если фигура нормальной Земли (уровенного эллипсоида вращения) в основном зависит от угловой скорости вращения и от раз­ности моментов инерции, то отклонения в фигуре реального геоида от эллипсоида относимости определяются распределением масс внутри и на поверхности Земли, что и обусловливает весьма сложный рельеф поверх­ности океанического геоида. Благодаря большому количеству морских и наземных гравиметрических определений, а также наблюдениям возмуще­ний орбит искусственных спутников Земли в настоящее время удалось построить весьма точные (с сечением изогипс до 2 м) карты геоида. Одна из таких карт, построенная по шестой модели гравитационного поля Земли Годдардского космического центра США (GEM-6) [March, Vincent, 1974], приведена в статье Ю.А. Тараканова в настоящем сборнике. Эта мо­дель содержит коэффициенты разложения потенциала до 16-й степени и порядка. На карте выделяются значительные планетарные ундуляции рель­ефа геоида как положительного, так и отрицательного знака. Таких круп­нейших аномалий рельефа можно выделить пять [Tarakanov et al., 1977]: Индийскую впадину величиной —112 м с эпицентром в точке с координа­тами соответственно 3 и 76°, Австралийское поднятие высотой +78 м с координатами эпицентра .6 и 146°, Калифорнийскую впадину глубиной -56 м с координатами 23 и 240°, Карибскую впадину глубиной-64 м, 54

I

расположенную в эпицентре 20 и 294°, и Северо-Атлантическое поднятие высотой +68 м с координатами эпицентра 61 и 340°. Максимальная ам­плитуда ундуляции геоида, таким образом, достигает 190 м. Логично пред­положить, что все крупнейшие аномалии гравитационного поля Земли имеют одинаковую природу и зависят от распределения плотностных не­однородностей в недрах Земли. Очевидно, Индийская, Калифорнийская и Карибская аномалии существуют за счет недостатка плотности масс ве­щества в недрах Земли, тогда как Австралийская и Северо-Атлантическая аномалии обусловлены ее избытком. Если бы Земля была тектонически мертвым телом, то распределение масс внутри ее оставалось бы постоян­ным. Однако в недрах нашей планеты происходят активные физические и химические процессы, которые не могут не влиять на распределение плот­ности, а следовательно, и на поле силы тяжести Земли.

Наиболее полно проблема влияния внутреннего строения Земли на из­менения уровня моря в результате изменения гравитационного поля была сформулирована шведским исследователем Н.-А. Мёрнером [Мбгпег, 1976, 1977]. Конечно, как уже было показано, и до него поднимался вопрос о связи изменений уровня моря с формой геоида, но заслуга Н.-А. Мёрнера в том, что он обсудил возможное воздействие изменений глобальных аномалий рельефа геоида на уровень моря. Основное внима­ние Н.-А. Мёрнер уделил вопросу о тех временных интервалах, в пределах которых изменения крупнейших аномалий могли иметь существенное значение для изменений уровня моря. Этот исследователь проанализиро­вал возможность изменения геоида на протяжении четырех временных • интервалов — фанерозоя, позднечетвертичного и голоценового времени, а также периода в несколько сот лет (исторического). Н.-А. Мёрнер считает также, что изменения геоида необходимо выделить в отдельную составляющую эвстатических изменений уровня моря, называя ее "гео-идальной эвстазией". Нелишне вспомнить, что еще Э. Зюсс выделял в сво­ем определении эвстазии геоидную составляющую, правда, не придавая ей особого значения, так как считал ее незначительной по величине.

Для фанерозоя Н.-А. Мёрнер указывает, что современное детальное изучение геологических границ делает все более затруднительными кор­реляции, основанные на существующей схеме трансгрессий и регрессий. Весьма возможно, считает Н.-А. Мёрнер, что в одно и то же время в разных местах происходили трансгрессии и регрессии, обусловленные не регио­нальными вертикальными движениями суши, а изменением формы геои­да. В качестве возможного механизма изменений эквипотенциальной по­верхности этот ученый называет крупномасштабные вертикальные и гори­зонтальные перемещения литосферы согласно тектонике плит, увеличение долготы дня вследствие замедления угловой скорости вращения Земли, что, как известно, происходит в результате приливно-отливного трения в мелководных морях [Манк, Макдональд, 1964], а также процессы в жидком ядре Земли, которые фиксируются в изменении магнитной полярности.

Следующий временной интервал, рассматриваемый Н.-А. Мёрнером, охватывает поздний плейстоцен - примерно 150 000 лет. Сравнивая раз­личные кривые изменения уровня моря для различных отрезков времени, Н.-А. Мёрнер приходит к выводу, что наблюдающаяся разница в определе­нии времени и положения эвстатических уровней — следствие либо оши­бок различных исследователей, либо результат изменений геоида. Считая последнее мнение более справедливым, Мёрнер обращается к аномально низким уровням на шельфе и материковом склоне, а также на подводных

55

горах [Schwartz, 1972; Pratt, Dill, 1974]. В качестве возможных причин деформаций геоида здесь им привлекаются такие факторы, как таяние и возникновение ледников (однако их влияние на геоид ограничивается изменением момента инерции), изменение наклона земной оси вращения с периодом в 41 • 103 лет, эксцентричности орбиты (92 • 103 лет) и пре­цессию Земли (26 • 103 лет), что проявляется не только в изменении параметров инсоляции, но и влияет на поле силы тяжести, приливы и на процессы, происходящие на границе ядра с нижней мантией, а также в ионосферных слоях.

Сравнивая несколько кривых изменения уровня моря в голоцене, Н.-А. Мёрнер приходит к выводу, что наблюдающиеся между этими кри­выми различия не могут объясняться только движениями земной коры, но полностью объясняются изменением поверхности геоида, а именно, "изменениями основной формы геоида" [Morner, 1976, с. 135] . Причины изменения геоида в голоцене следующие: изменение момента инерции вследствие эвстатического подъема и колебаний уровня моря, процессы на границе нижней мантии и ядра, что проявляется в изменении магнитно­го поля, изменения в ионизации, а также изменения во вращении Земли.

В историческое время (последние сотни и десятки лет), по мнению Н.-А. Мёрнера, изменения геоида наилучшим образом отражают мареогра-фические данные. Деформации геоида за такой короткий период могут вызываться изменениями, происходящими на границе ядро — нижняя мантия, которые проявляются в западном смещении недипольного маг­нитного поля, а также колебаниями параметров вращения Земли.

Не вдаваясь в обсуждение причин изменений геоида, предложенных Н.-А. Мёрнером, хотя значимость многих из них для заметных изменений уровня моря сомнительна, укажем, что задача была поставлена этим исследователем некорректно. Для выделения геоидальной эвстатической составляющей необходимо решить вопрос не только о том, через какие промежутки времени изменялся геоид, но и увязать масштабность изме­нения с той или иной причиной. Нельзя смешивать различные причины и говорить о деформациях геоида вообще, так как приложению опреде­ленного масштаба деформаций и продолжительности их по времени ста­вится в соответствие определенный член в разложении потенциала. Напри­мер, сферические гармоники высших порядков в разложении потенциала реализуются локальными возмущениями потенциала силы тяжести, таки­ми, как перемещения незначительного блока топографических масс, ис­чезновение или возникновение отдельного ледника и т.п. Гармоники с коэффициентами более низких порядков отвечают региональным возму­щениям на поверхности или в недрах Земли. Наконец, возмущения, реали­зующиеся через изменения сжатия эллипсоида, описываются вторым чле­ном в разложении потенциала силы тяжести по сферическим функциям. Учитывая, что Н.А. Мёрнер в основном оперирует сложным рельефом поверхности геоида, в частности глобальными ундуляциями, о ко­торых уже говорилось, ."oj-.oiV;-, необходимо определять причину существования этих аномалий. Основную роль в образовании ундуляции на поверхности геоида шведский ученый отводит процессам, происходя­щим на границе ядра с нижней мантией, следуя мнению Кука [Cook, 1963]. Другие исследователи связывали источники ундуляции с конвек­цией в мантии [Runcorn, 1967], с элементами тектоники [Kaula, 1969], однако четкого решения этой проблемы до сих пор не существовало, а источники ундуляции, которыми служат массы аномальной плотности, помещались во всей толще мантии, от ее верхней границы до ядра. Одно-

56

значная интерпретация источников глобальных ундуляции геоида впервые была проведена Ю.А. Таракановым и его коллегами [Тараканов, Винник, 1975; Тараканов, Черевко, 1979]. Эти исследователи считают, что источ­никами крупнейших аномалий рельефа геоида являются тела аномль-ной плотности, располагающиеся в недрах Земли.

Интерпретация источников глобальных ундуляции геоида по трем элементам в одном пункте [Тараканов, Черевко, 1979] — геопотенциалу, силе притяжения и отклонению отвеса — позволила однозначно опреде­лить массу тела и координаты его центра. Приближенно была определена форма тела через его сжатие. Расчеты показали, что источники крупней-ujpix ундуляции геоида в диапазоне глубин 700—900 км имеют уплощен­ную форму с наибольшим радиусом порядка 1000 км (750—1300 км) и мощностью, не превышающей 100 км. Источники характеризуются следующими величинами масс: Индийская аномалия — (—1,4+0,2) • 1022г; Австралийская - (+1,5 ± 0,1) • 1022 г; Калифорнийская - (-0,7 ± 0,2)Х Х1022 г; Карибская - (-0,6 ± 0,2) • 1022 г и Северо-Атлантическая -(+1,3 ± 0,2) • 1022 г. Отрицательный и положительный знаки у значения массы характеризуют соответственно разуплотнение и чрезмерное уплот­нение тел источников. Геометрические центры не совпадают с центрами масс и лежат в интервале 660—840 км.

Ю.А. Тараканов и его коллеги обращают внимание на то, что все источ­ники аномалий приурочены по глубине ко второй границе фазовых пере­ходов в верхней мантии. 8 связи с этим возникает вопрос о природе столь крупных плотностных неоднородностей на границе верхней и нижней мантии. Нас же этот вопрос должен интересовать с точки зрения возмож­ности сравнительно быстрых (не более 106 лет) изменений этих источни­ков аномалий. Здесь возможны два случая — либо смещение источников (масса остается постоянной) как по горизонтали, так и по вертикали, либо изменение их плотности (что эквивалентно их вертикальному сме­щению). Как показано Ю.А. Таракановым и Л.П. Винником [1975], вер­тикальные перемещения аномальных масс должны происходить чрезвы­чайно медленно. Если бы источник имел сферическую форму, то время смещения его определялось бы формулой Стокса (при условии равенства его веса силе вязкого сопротивления)

6-irrirl
тд

где/- — радиус сферы; 1 — величина смещения; т — масса; т?—вязкость мантии; д — ускорение силы тяжести на глубине 700 км. При \ = 1000 км, г = 200 км, д = 1000 см/с2 для т; = 1026 П и наибольшей массы f = 8,5Х Х109 лет. При понижении взякости дог)= 1024 П t = 8,5 • 106 лет. Очевид­но, для источника, имеющего уплощенную форму, это время значительно увеличивается.

Однако для решения вопроса о латеральном перемещении или измене­нии массы источников необходимо выяснить причину плотностных вари­аций. Наиболее реальной представляется температурная природа неодно-ростей на границе фазовых переходов [Tarakanov et al., 1977]. Темпера­тура для глубины 700 км должна изменяться на 150—200° С, что может вызывать наблюдающиеся различия в плотности. Низкая температуропро­водность мантии потребует значительного времени для выравнивания температуры. Приняв коэффициент температуропроводности мантии за 0,012 см2/с [Стейси, 1972], определим, что для распространения темпе­ратуры источника аномалий на 100 км потребуется не менее 3 • 108 лет.

57

Это также свидетельствует о длительной устойчивости глобальных унду-ляций геоида. Наконец, сейсмическими исследованиями было установле­но, что в районе Индийской аномалии ниже тела с отрицательной массой на глубине 1400 км располагается положительная масса с радиусом 1500 км [Винник и др., 1978]. Отрицательная и положительная массы взаимно скомпенсированы примерно на 60%. Точно такая же скоростная структура мантии определена и для района Австралийской аномалии гравитационно­го потенциала. Только в этом случае положительная масса находится сверху, а отрицательная внизу. Учитывая значительную вязкость нижней мантии (порядка 1024—1025 П), можно утверждать, что на протяжении значительного времени (во всяком случае, большего 106 лет) источники крупнейших аномалий поверхности геоида располагались в пределах ны­нешних географических координат.

Таким образом, на основании всего сказанного можно сделать вывод о том, что глобальные ундуляции геоида, по крайней мере для последних 105 лет, были устойчивы.

Для решения вопроса устойчивости аномалий геоида для периода 5Х Х103 лет (вторая половина голоцена) был проанализирован материало-древних береговых линиях восточного побережья Австралии (рис. 1). Восточное побережье Австралии является идеальным местом для изучения изменений глобальных аномалий поверхности геоида, так как пересекает южный склон наиболее крупной положительной аномалии — Австралий­ской. Перепад высот геоида по восточному побережью составляет 74 м. Основной предпосылкой для выполнения такого анализа было положение, что береговая линия представляет собой пересечение двух динамических поверхностей — морских вод и суши. Любое относительное изменение формы этих поверхностей будет отражено в положении береговой линии. Далее, предполагалось, что если положение или высота Австралийской аномалии на протяжении 5 • 103 лет изменились, то это должно быть зафиксировано в наклонах голоценовых береговых линий восточного побережья, так как реакция океанской поверхности на такое изменение будет практически мгновенной, в то время как положение суши для та­кого периода можно считать постоянным (мы имеем в виду только изме­нения геоида, но не тектонические движения). Из имеющихся в нашем распоряжении опубликованных работ были отобраны данные о высотном положении древних береговых линий в интервалах 3—4, 4—5 и 5—6000 лет назад. Эти данные нанесены на график зависимости высоты датированного образца, определяющего древнюю береговую линию, от его координат (рис. 2). Группировка точек около 20, 30 и 40° ю.ш. зависит от неравно­мерной изученности побережья. Из графика хорошо видно, что наинизшее среднее положение голоценовые береговые линии занимают в районе 30° ю.ш., тогда как к югу и особенно к северу их высоты в общем возрас­тают. Также видно, что береговые линии имеют в целом одинаковый наклон, т.е. субпараллельны одна другой. Увеличение средних высот к северу и югу от 30° ю.ш. мы объясняем тектоническими причинами. Вос­точное побережье Австралии находится в области герцинской складча­тости и имеет сложное тектоническое строение. Северная и южная части побережья в общем характеризуются слабыми поднятиями, в то время как в средней части имеются обширные участки незначительных отри­цательных движений [Туидейл, 1969; Hopley, 1973].

Таким образом, мы считаем, что анализ наклонов древних береговых линий относительно современной поверхности океана позволяет говорить о том, что в течение второй половины голоцена Австралийская гравита-58

Рис. 1. Гипсометрическое положение голоценовых береговых линий Восточной Австралии в зависимости от их широтного положения

1—3 — место определения высоты и возраста береговой пинии; 1,4 — береговые линии, имеющие возраст 3—4 • 1 О3 лет; 2, 5 — береговые линии, имеющие возраст 4—5 • 103 лет; 3, 6 — береговые линии, имеющие возраст 5—6 • 103 лет; 0 — совре­менный средний уровень моря

I

III

0-7иООл.н.

WO м

12000 л н.

^S^\ п

17 000 л. и.

_^"^ \ шелыр

У 100км

А Шелыр

\ \ \ \



\ Литосфера, \ с вязкостью \ 10" пуаз \ (контимен-\ томная)

0-7000

" 12000 j



fe{, 17000 x -------- '



м Л



10 2.0

Литос/рера, f вязкостью "

(океаническая)

Рис. 2. Деформация шельфов при подъеме уровня моря в зависимости от их конфи­гурации и жесткости литосферы [Chappell, 1974]

ционная аномалия не играла никакой роли в изменении уровня моря у восточных берегов Австралии. Одинаковая природа глобальных ундуля-ций геоида позволяет распространить этот вывод и на остальные побе­режья мира.

Нами уже отмечалось, что рельеф эквипотенциальной поверхности мо­жет изменяться при перераспределении масс как внутри Земли, так и на ее поверхности. Для плейстоцена нам известен по крайней мере один та­кой процесс перераспределения масс — возникновение и таяние ледников. . Ледниковый покров образовывался за счет изъятия некоторого объема воды из океанов и перемещения их на сравнительно ограниченные по пло­щади участки суши. При этом уменьшалась нагрузка на океаническое дно и возникала дополнительная нагрузка на литосферу в областях оледе­нений. Перераспределение поверхностных нагрузок вызывает нарушение изостатического равновесия литосферы. В настоящее время считается, что изостатическое урегулирование крупномасштабных нарушений равно­весия литосферы происходит в астеносфере в результате перемещения масс вещества в пределах этого слоя. Такие изменения в распределении масс на поверхности Земли и в ее недрах будут вызывать непрерывное изменение потенциала силы тяжести, т.е. формы эквипотенциальной поверхности.

Очевидно, такие изменения потенциала силы тяжести будут описывать­ся гармониками высших порядков в разложении потенциала W. Как уже говорилось, для описания фигуры относимости мы удерживаем лишь ограниченное число членов разложения, приравнивая их совокупность некоторой постоянной. Уравнение фигуры относимости в сферических координатах всегда имеет вид

U (р,в,<р) = И/0,

где И/о = const. Обозначив через 7" совокупность опущенных членов в раз­ложении потенциала W, W = U + Т, получим уравнение поверхности геоида вида U + 7" = И/0. Потенциал Т называется возмущающим потенциалом и описывает уклонение поверхности геоида от фигуры относимости U = И/о [Идельсон, 1932] . Определение расстояния между двумя поверх­ностями U = И/о и W = И/о производится по формуле Брунса

т.е. искомое расстояние Ј равно значению возмущающего потенциала 7", деленному на нормальное ускорение силы тяжести у (ускорение на фигу­ре относимости) .

В рассматриваемом нами случае возмущающий потенциал Т отвечает изменению потенциала силы тяжести Земли, возникающему при изъятии некоторой массы воды из океана и перемещений ее в какую-то область на суше в виде ледникового покрова. Тогда величина ^отвечает измене­нию уровня океана относительно поверхности фигуры относимости.

Проблема изменения уровня океана вследствие возмущения потенциа­ла силы тяжести была рассмотрена Р. Вудвардом [1888] , а также У. Фар-реллом и Дж. Кларком [Farrell, Clark, 1976]. Эти исследователи показа­ли, что для случая жесткой Земли с нескомпенсированной нагрузкой вблизи ледникового покрова происходит резкий подъем уровня моря, причем реакция последнего на изменения потенциала силы тяжести прак­тически мгновенна. При удалении от ледника уровень моря очень быстро понижается и, по данным У. Фаррелла и Дж. Кларка, на расстоянии более 60

20° влияние массы ледникового покрова не сказывается. По мнению этих исследователей, изостатическое урегулирование ледовых масс при­водит к тому, что возмущающий потенциал аннулируется взаимодействи­ем массы льда и компенсационной массы и поверхность океана распола­гается параллельно поверхности фигуры относимости. Это утверждение не совсем справедливо, так как уровень моря не будет изменяться толь­ко в том случае, если интересующая нас точка на поверхности океана находится на одинаковом расстоянии от центра масс ледника IVf и ком­пенсационных масс М . Однако если для точки вблизи ледникового по­крова центр компенсационных масс М находится на расстоянии, боль­шем, чем центр масс ледника, то и возмущение потенциала силы тяжести, вызываемое компенсационными массами, располагающимися в недрах Земли, будет меньше, чем возмущение потенциала массой М+ . Таким образом, подъем уровня моря у края ледника будет наблюдаться и при полной его компенсации, но величина этого подъема будет меньше, чем в случае нескомпенсированных масс ледника.

Ю.А. Таракановым и нами была предложена теоретическая модель влияния ледникового покрова и компенсационных масс на уровень океа­на в период максимального развития поздневюрмского оледенения, т.е. примерно 17—18 тыс. лет назад.

Расчеты, выполненные по этой модели, показали, что при полной изо-статической компенсации масса льда повышает уровень океана вблизи края ледникового покрова на 3 м, причем эта величина подтверждает выводы Фаррелла и Кларка [1976]. При таянии ледника, но сохранении компенсационных масс подъем уровня моря вблизи дегляциальных об­ластей будет существенно меньше среднего повышения уровня, на неко­тором удалении от этих областей равен ему, и еще дальше за счет сохра­нения масс воды в океане уровень его будет располагаться выше средне­го. В ходе изостатического урегулирования литосферы изменение потен­циала силы тяжести вызовет непрерывное изменение формы уровенной поверхности океана.

Гидроизостазия. Одним из следствий теории изостазии являются вер­тикальные перемещения литосферы под действием поверхностных нагру­зок. Хорошо известно явление гляциоизостазии, благодаря которому области прежних оледенений Фенноскандии и Северной Америки испы­тывают восходящие движения, причем амплитуда таких перемещений достигает нескольких сот метров [Peltier, Andrews, 1976]. Естественно было бы предположить, что нагружение океанических впадин дополни­тельными массами талых вод, поступивших от таяния ледников, вызва­ло бы отрицательные перемещения днищ этих впадин.

До недавнего времени высказывались чисто умозрительные соображе­ния о возможности такого процесса и о его величине [Daly, 1934; Fair-bridge, 1961; Flint, 1971]. Реальность явления гидроизостазии была впервые показана М. Криттенденом [Crittenden, 1963] . Этот исследо­ватель показал, что древняя береговая линия плювиального озера Бонне-виль на западе США в центре бассейна находится сейчас на 64 м выше, чем на периферии. Он определил, что результирующая деформация древ­них береговых линий пропорциональна той средней глубине, которую имело плювиальное озеро. М. Криттенден сделал вывод, что исчезнове­ние дополнительной нагрузки при высыхании озера привело к наруше­нию изостатического равновесия в этой области, которое к настоящему времени скомпенсировано на 75%. Криттенденом была определена также минимальная водная нагрузка, приводящая к нарушению изостазии,

61

и получена величина упругости верхней мантии. А.Л. Блум [Bloom, 1967] использовал скорости изостатической компенсации, полученные Крит-тенденом для определения величины гидроизостатического опускания шельфа у Атлантического побережья США. Проанализировав данные о глубине древних береговых линий из пяти районов, а именно с о-ва Плам, из Барнстейбла (оба места — штат Массачусетс), Клинтона (Коннекти­кут), Бриджентайна (Нью-Джерси) и Эверглейдс (Флорида), А. Блум пришел к выводу, что прогибание шельфа в результате действия водной нагрузки наблюдалось и в среднем составило около 1/3 эффективного столба воды. Кроме того, согласно построениям Блума, одновозраст-ные береговые линии на континентальных и островных шельфах должны находиться на разных гипсометрических отметках, так как океанические острова должны вовлекаться в изостатические движения дна океана, и, таким образом, береговые линии на их шельфах фиксируют "чистые" гляциоэвстатические колебания. При этом, естественно, принимается, что тектонических движений нет [Bloom, 1967]. Работами А. Блума было поддержано мнение о том, что берега Мирового океана подвержены влиянию послеледниковой гидроизостатической компенсации [Нико­лаев, 1972; Morner, 1969]. Недавно Р. Уолкоттом было показано [Wal-cott, 1972], что рассуждения А. Блума о прогибании шельфов под водной нагрузкой не соответствуют действительности. В своей работе Р. Уолкотт дал количественную модель деформаций Земли при меняющихся ледовой и водной нагрузках. Он использовал вязко-упругую плоскую модель Земли, применив для расчетов гидроизостатической деформации дна океа­нов уравнение, выведенное Г. Джеффрисом для определения изменения поверхностной аномалии в вязком потоке, толщина которого мала по сравнению с площадью поверхностной аномалии. Р. Уолкотт показал, что вследствие уменьшения ледовой нагрузки происходит нарушение изоста-тического равновесия и суша в областях прежнего оледенения поднима­ется относительно уровня моря. На периферии ледниковых покровов должно наблюдаться прогибание литосферы на месте "вала выпирания", которое будет следовать за отступающим краем к центру тающих лед­никовых покровов. Такое явление было установлено ранее [Fairbridge et al., 1971], однако Р. Уолкотт дал его количественные оценки. Сущест­вование периферийного прогибания в областях дегляциации доказано также С.А. Ушаковым и М.С. Крассом [1973]. Основной результат, полу­ченный Р. Уолкоттом, — схема деформации Земли вследствие нагружения океанических впадин талой водой. Решение было получено в аналитичес­ком виде для любой точки Мирового океана. Предполагая влияние лед­никовой нагрузки пренебрежимо малым на значительном удалении от льда, Уолкотт определил, что континенты должны немного подниматься относительно дна океана и вследствие нарушения изостатического равно­весия литосферы подъем уровня будет неодинаков в различных частях океана. Максимальное приращение слоя воды произойдет в центральной части океана и при поступлении в океан талых вод, объем которых экви­валентен 100-метровому слою, распределенному в Мировом океане равно­мерно, составит 127 м. Вблизи дегляциальных районов уровень океана поднимался только на 70 м. Модель Р. Уолкотта объясняет распростране­ние поднятых голоценовых террас, иногда называемых "уровнями Дэли", на побережьях Мирового океана относительным падением уровня моря в этих регионах при изостатическом урегулировании литосферы.

Р. Уолкотт рассматривал океанические впадины, имеющие отвесные борта, не учитывая реакцию континентальных шельфов на избыточно вод-62

ную нагрузку в океанах, и указал только, что выводы А. Блума ошибоч­ны. Поведение шельфов при повышении уровня моря в зависимости от их конфигурации было проанализировано Дж. Чеппелом [Chappell, 1974] . Он рассмотрел изменение уровня моря на плоской вязко-упругой модели Земли, которую назвал "релаксационной". Дж. Чеппел пришел к выводу, что за последние 7000 лет дно океана опустилось в среднем относительно центра Земли примерно на 8 м, в то время как континентальные массивы поднялись в среднем на 1 м. Этим исследователем решался также вопрос о времени релаксации рассматриваемой им модели Земли при гидроизо-статических нагрузках, которое определено им в 104 лет. Эта оценка не противоречит значениям времени релаксации, полученным ранее [Уша­ков, Красе, 1973; McConnell, 1968; Walcott, 1973]. Наиболее важным был вывод Чеппела о том, что прогибание континентальных окраин ме­няется в зависимости от геометрии континентального шельфа и жесткости литосферы в рассматриваемой области. Различия в поведении шельфов, рассматриваемые как шарнирная зона в системе континент—океан, пока­заны на рис. 2. Действие добавочной нагрузки водной массы на шельфы должно быть избирательным и в силу положения оси континентальной флексуры. Если предположение Р. Уолкотта и Дж. Чеппела о подъеме кон­тинентальных масс относительно центра Земли в результате изостатическо­го урегулирования днищ океанических бассейнов справедливо, то шель­фы, у которых ось континентальной флексуры располагается близко к берегу, испытывают отрицательные перемещения, будучи вовлечены в проседание океанических бассейнов. Напротив, шельфы, ось континенталь­ной флексуры которых располагается ближе к внешней их части, должны либо подниматься вместе с континентами, либо испытывать дифференци­рованные движения, т.е. их внутренняя часть будет подниматься, тогда как внешний край окажется вовлеченным в отрицательные движения, определяя значительное увеличение уклонов шельфа (рис. 3). Подобные вертикальные движения шельфов — это тот фон, на котором происходят более дифференцированные тектонические движения.

Вопрос о деформации дна океанов под увеличивающейся водной на­грузкой рассмотрел Л.М. Кэтлз [Cathles, 1975]. Он усовершенствовал ме­тод Уолкотта, применив более реальную сферически-симметричную вязко-упругую модель Земли. Для вычисления среднего гидроизостатического эффекта Л. Кэтлзом предложено пять моделей Земли с изменяющимися параметрами вязкости. По результатам его вычислений нами составлена таблица, из которой видно, что величина среднего гидроизостатического углубления бассейнов за последние 18 000 лет варьирует от 25,4 до 13,8 м (таблица ). Это в основном связано с различиями в показателях вяз­кости.

По-видимому, наиболее близок к истине результат, полученный из мо­дели 4, так как, по различным данным [Ушаков, Красе, 1973; Walcott, 1973], вязкость нижней мантии т? = 1023 пз. Заключение Л. Кэтлза под­тверждает выводы Р. Уолкотта.

Нами была предпринята попытка проверить гипотезу о гидростатичес­ком прогибании дна океанов во время голоценовой трансгрессии путем анализа фактических данных о положении древних береговых линий. В качестве объекта исследования был выбран Тихий океан. Именно здесь гидроизостатические движения должны были проявляться ярче из-за обширности бассейна и небольшой мощности литосферы под ним. Важно также то, что древние береговые линии островов Тихого океана позволя­ют продемонстрировать прогибание дна океана относительно континен-

63

Рис. 3. Действие водной нагрузки на дно океана и шельф в зависимости от положе­нии оси континентальной флексуры

7 — водная нагрузка; 2 — прогибание литосферы; 3 — подъем литосферы

тов. На основании .теоретических моделей Р. Уолкотта и У. Фаррелла и Дж. Кларка нами высказано предположение о том, что наибольшее опускание дна океана должно было наблюдаться на максимальном удале­нии от континентальных массивов, причем проявляться оно должно в том, что береговые линии голоцена на срединных островах должны наблюдать­ся либо ниже современного уровня моря, либо близко к нему, а одно-возрастные береговые линии на континентах должны располагаться выше современного уровня моря.

При анализе использовались определения высоты и возраста береговых линий в 212 точках. Отбирались лишь те береговые линии, возраст кото­рых не превышал 6000 лет. Смысл такого отбора в том, что, по сущест­вующим ныне представлениям [Bloom, 1971; Walcott, 1977], 5 тыс. лет назад уровень Мирового океана в результате таяния поздневюрмского ледникового покрова достиг максимального положения и дальнейшие его флуктуации определялись не климатическими причинами. Все данные по их тектоническому положению разделены на следующие группы.

I. Океанические острова с современным вулканизмом. К этой группе относятся древние береговые линии о-вов Гавайских и западная часть о. Самоа.

II. Островные дуги. Сюда включены были данные о Японии, островах Ркжю, Марианским, Новым Гебридам, Новой Гвинее, Новой Зеландии и Новой Каледонии.

III. Нормальные атоллы и острова на асейсмичном основании. В эту группу включены имеющиеся в нашем распоряжении данные об островах Каролинских, Маршалловых, Общества, Туамоту и некоторых других.

IV. Континентальные окраины, острова шельфовых мелководных мо­рей. Здесь в основном представлены данные об Азиатской окраине Тихого океана в силу лучшей по сравнению с восточной изученностью древних береговых линий в этом районе.

Все данные были нанесены на графики (рис. 4, а—г). Это позволило установить следующее.

1. На океанических островах группы I относительный уровень моря не превышал современный. Иными словами, древние береговые линии де­монстрируют относительное опускание островов I группы (см. рис. 4, а). Объяснить это явлением можно либо общим тектоническим опусканием океанического дна в районе Гавайских островов и западной части Самоа,

64

Таблица

Гидроизостатическое опускание дна океанов (в м) при увеличивающейся вод­ной нагрузке

Модель Земли

Опускание дна океанов (м) в некоторые моменты времени относительно положения дна 18 тыс. лет назад

10" лет

назад

7 • 103 лет назад

6 • 103 лет назад

3- 103

лет назад

Настоя­щее вре­мя













I Др = О — плотность пород не

изменяется г7= 1022 пз

р ядра = 9,927 г/см3 (для всех моделей)

Др = 0, кроме интервала 335— 635 км, где

63 5

/ Apdr = 0,5 г/см3

3 3 5

г)= 102- пз

г/см3

/

3 3 S

т] 0 -335 = 1021 пз т; 335 = 1022 пз

IV

Др = 0

г? 0-985 км = 1022 пз т] 985 (ядро) = 1024 пз

V

Др = 0; т] 0-985 км = 1 • 1 02 2 пз 7)2185 км = 2 • 1022 пз т? 2863 (ядро) =3 • 1022 пз

-7,8

-7,5 -8,1

-19,0 -23,9 -25,4

-15,0

-17,1 -20,2 -21,1
-7,0

-16,0

-8,1

-14,7

-18,2 -21,3 -22,0

-9,2

-12,0

-17,1 -22,1

-13,8

-24,2

либо изостатическим прогибанием литосферы под тяжестью вулканичес­ких сооружений [Hamilton, 1957], либо гидроизостатическим опусканием океанического дна. Наконец, все эти факторы могут действовать вместе в различных сочетаниях. С нашей точки зрения, фактор тектонического опускания этих островов должен быть поставлен под сомнение, т.е. более вероятно, что эти острова характеризуются слабыми восходящими движе­ниями [Удинцев, 1972] и лишь некоторые из них опускаются с очень не­значительной скоростью. Наиболее вероятным представляется опускание островов при совместном действии на литосферу водной нагрузки и на­грузки за счет образования вулканических сооружений. Последний фак­тор, по-видимому, определяет дополнительное погружение голоценовых береговых линий после прекращения гляциоэвстатического подъема уров­ня моря.

2. Древние береговые линии голоценового возраста на островных дугах располагаются, в основном существенно выше современного уровня мо-5. Зак. 1315

11



10

-

8

• •

.' >

В

• •



а, ^

• • •

• ».'**

z

0

-i

2

1 Ч 1 1 1 1 1 1 1 .

• * • •. • ** • • •

I ** I Lj **'*?.! I I

1 'г- 3. .4 5 В 7 8 9 - '. "*. -2 :

/ 2 3 .У f- 6 7 8 9





• •• и •. -т

••





'• :. ~'



-8

•. • . •

-10

• .

г

-12

в

•»*.."'•

ff

Ч

-. "

• »

Z

2

• * •

0 -2

• I • '•) ' •"• 1 * 1 1 1 1 1 я

• I Ь I * ' I Г'.' Г , I »

1 2 3 .• -П Л. В 7 8 9



/ 2 3' Ч. 'f' 6" 7 в

' - :





-

-6

• '. -в

-

-8

-8

*

Рис. 4. Гипсометрическое положение и возраст голоценовых береговых линий на

а — океанических островах с современным вулканизмом в Тихом океане; б — островных дугах Тихого океана; а — нормальных атоллах и островах на асейсмич-ном основании в Тихом океане; г — континентальных побережьях Тихого океана; о — средний уровень моря

ря, определяя тем самым преобладающие относительные поднятия побе­режий островов группы И. Очевидно, относительное поднятие островов, включенных в группу II, происходит в основном за счет тектонических движений положительного знака в области островных дуг. Резкая диф-ференцированность скоростей тектонических движений и их знака при­водит к значительному разбросу высот голоценовых линий (см. рис. 4,6). 3. На нормальных атоллах и островах III группы высоты береговых линий моложе 6000 лет в основном группируются близко к современному уровню моря (см. рис. 4, в). Мы считаем, что такая картина соответствует гидроизостатическому опусканию дна Тихого океана. Необходимо отме­тить, что на фоне этого процесса происходят локальные опускания атол­лов под действием собственного веса [Красе, 1967]. На многих атоллах в южной части океана наблюдаются поднятые до высот около 1 м над

66

средним уровнем моря кораллы, имеющие возраст 2—4000 лет. С нашей точки зрения, своим образованием они обязаны возмущению потенциала силы тяжести в послеледниковое время, вследствие чего уровень моря в этой части Тихого океана находился тогда немного выше современного, несмотря на гидроизостатическое прогибание океанического ложа. Воз­можность такого явления теоретически была доказана ранее. В целом можно считать, и это подтверждает вывод А. Блума [1967], что именно нормальные атоллы — наиболее удобный объект для получения данных об объеме воды, поступившей в Мировой океан в результате таяния послед­него ледникового покрова.

4. Область континентальных окраин, входящих в группу IV, демон­стрирует значительную дифференциацию высот голоценовых береговых линий. Однако из графика (см. рис. 4, г) хорошо видно, что береговые линии возрастом более 5,5—6000 лет в основном располагаются ниже современного уровня моря, тогда как более молодые береговые линии сосредоточены, как правило, выше уровня моря. Большой разброс, по-ви­димому, объясняется дифференцированными тектоническими движения­ми окраины Тихого океана, но преобладание положительных гипсометри­ческих отметок не может быть случайным и, на наш взгляд, характери­зует общее относительное поднятие континентальных побережий за по­следние 5—6000 лет. Мы считаем, что понижение уровня моря в этой об­ласти также подтверждает реальность гидроизостатического опускания дна океана.

На основании приведенных фактических данных нами была построена серия схем, показывающих гидроизостатические деформации океанского ложа (рис. 5, а—г). Имеющиеся данные были сгруппированы последую­щим временным интервалам с периодом в 1000 лет: 5—6000 лет (см. рис. 5, а); 4-5000 лет (см. рис. 5,6); 3-4000 лет (см. рис. 5,в) и 2-3000 лет назад (см. рис. 5,г). В каждом интервале одновысотные отметки бере­говых линий были соединены изобазами. На схемах хорошо видно, что в центральных частях Тихого океана береговые линии находятся на отрица­тельных отметках, причем их глубины уменьшаются с уменьшением воз­раста. Береговые линии с положительными гипсометрическими отметками группируются в основном у края континента и у островных дуг, т.е. так, как это показано на графиках. Нулевая изобаза, по нашему мнению, определяет область океана, где опускание его уровня из-за увеличения объема чаши океана под возрастающей водной нагрузкой происходило с той'же скоростью, что и гидроизостатическое опускание дна океана. В об­ласти отрицательных значений прогибание дна океана происходило с боль­шей скоростью, или же здесь добавляются локальные опускания островов, имеющие не гидроизостатическую природу. Положительные отметки го­лоценовых береговых линий на океанических островах демонстрируют более высокое, чем современное, стояние уровня моря за счет возмуще­ния потенциала силы тяжести при исчезновении материковых льдов.

Как мы видим, указанные геофизические процессы могут вносить реальные поправки в общий ход последней гляциоэвстатической транс­грессии. Таким образом, для реконструкции истинного (суммарного) изменения уровня моря необходимо учитывать совместное действие этих факторов. Надо сказать, что влияние на уровень моря возмущения по­тенциала силы тяжести и эффекта гидроизостазии носит различный знак в областях, достаточно удаленных от дегляциальных районов. При рас­смотрении этих двух эффектов надо также учитывать, что время релак­сации у гравитационных возмущений и гидроизостазии различается на

67
•:••:••:-• ••:-:.-^^

Рис. 5. Схема гидроизостатической деформации дна Тихого океана для периода

а — 5—6 • 10' лет назад; б — 4—5 • 103 лет назад; в — 3—4 • 103 лет назад; г -2—3 • 103 лет назад. Изобары проведены через 1 м

несколько порядков, а, кроме того, их взаимодействие будет непрерывно меняться во времени.

Общая схема изменения уровня океана в голоцене. Эффект изостати-ческого урегулирования литосферы при перераспределении масс воды на земном шаре тесно связан с возмущением потенциала силы тяжести. Тая­ние ледников и наполнение океанских бассейнов талой водой, помимо

68

уменьшения потенциала вблизи ледовых масс, вызывает его возмущение вследствие перемещения масс вещества в компенсационном слое, кото­рый, по-видимому, располагается в недрах Земли на разных глубинах. Учитывая, что все эти процессы реально существуют, они должны быть отражены в различной высоте голоценовых береговых линий в определен­ных районах Мирового океана. Нами предпринята попытка выделения районов, где изменения уровня океана в голоцене протекали по-разному. Для этого был проанализирован имеющийся в нашем распоряжении фак­тический материал о возрасте и высотном положении древних береговых

69

линий. Анализ этих данных проводился с учетом тектонического положе­ния береговых линий и данных по вертикальным движениям побережий. Очевидно, истинное, "эвстатически обусловленное" высотное положение береговых линий искажено последующими вертикальными движениями побережий. Однако учет тектонического положения и осреднение данных о высотах береговых линий в пределах значительных регионов позволяют выделить систематическую часть в гипсометрическом положении берего­вой линии. Эта систематическая часть будет складываться из эвстатичес-ких движений уровня водоема и изостатических движений литосферы. Естественно, при этом неизбежно некоторое искажение истинного положе­ния береговой линии за счет тектонического фактора, однако мы допуска­ем, что для большинства областей оно сведено к минимуму. На основании радиоуглеродных определений возраста голоценовых береговых линий и их высотного положения примерно в 800 точках на побережьях Мирового океана были построены 13 осредненных кривых относительного измене­ния уровня моря в следующих областях Мирового океана: 1) для конти­нентальных побережий — в области, периферической к дегляциальным об­ластям, где происходит опускание существовавшего прежде передового вала; в областях, удаленных от дегляциальных на значительное расстоя­ние; в области перехода между двумя вышеуказанными; 2) для остров­ных дуг; 3) для океанических островов, удаленных от континентальных массивов и располагающихся на океанической коре, где выделены три области — острова, на которых береговые линии голоцена располагаются ниже уровня моря, атоллы и острова, где возраст береговых линий не старше 3—4 • 103 лет (они находятся на современном уровне или в диа­пазоне — 1ДК+1.0 м), и атоллы и острова, где береговые линии моло­же 6 • 10 лет располагаются на 1—3 м выше современного уровня моря. При сравнении кривых, которые иллюстрируют изменение уровня мо­ря, можно установить некоторые закономерности изменений уровня Ми­рового океана в голоцене.

На континентальных побережьях мира можно выделить четыре типа побережий, где в голоцене уровень океана был неодинаковым.

К первому типу относятся побережья дегляциальных областей, где отмечается относительное падение уровня моря за счет гляциоизостати-ческого поднятия суши и в меньшей степени за счет действия на уровень океана остаточной компенсационной массы под областью дегляциации. Для этого типа побережий кривые изменения уровня моря не составля­лись.

Второй тип побережий наблюдается в области изостатического опус­кания литосферы на месте существования во время оледенения пери­ферийного поднятия ("вала выпирания"). Эта область охватывает побе­режья Северо-Западной и Западной Европы и восточное побережье Се­верной Америки между мысом Код и о-вом Флорида. Кривые относи­тельного изменения уровня моря демонстрируют его постепенный подъ­ем до современного положения (рис. 6, а). Хорошо видно, что в Европе уровень моря достиг нулевой отметки около 2 • 103 лет назад, тогда как в Северной Америке подъем продолжался вплоть до наших дней. По-ви­димому, это явление можно объяснить тем, что периферийное поднятие в Европе было менее значительным, чем в Северной Америке, и после дегляциации в Европе опускание в этой области замедлилось несколько раньше, чем в Северной Америке.

К третьему типу относятся побережья континентов, удаленные от де­гляциальных областей. Сюда относятся побережье Африки, значительная 70

40лет. н.

9 8 7 6 f Ч 3 Z 1

Рис. 6. Кривые изменения уровня моря для а — северо-восточного побережья Север­ной Америки (1) и Западной Европы (2); б — для континентальных побережий и островных шельфов

f — Атлантического побережья Африки; 2 — Атлантического побережья Южной Америки; 3 — Индоокеанского побережья Азии и Африки; 4 — Юго-Восточной Азии; 5 — Австралии; 6 — Флориды и Центральной Америки; в — для: 7 —остров­ных дуг; 2 — атолов Тихого океана, располагающихся между 10° с.ш. и 10° ю.ш.; 3 — атолов Тихого океана, располагающихся южнее 10° ю.ш. г — для океанических островов севернее 10" ю.ш.: 1 — с современным вулканизмом в Тихом океане; 2 — на асейсмичном основании в Атлантическом океане

Рис. 7. Схема районирования Мирового океана и континентальных побережий по характеру изменения уровня моря в голоцене (на основе фактических данных) . Континентальные побережья

1 — тип 1 (гляциоизостатически поднятые побережья); 2 — тип 2 (современный уровень моря наивысший); 3 — тип 3 (уровень моря был выше современного на несколько метров); 4 — тип 4 уровень моря последние 4—5 • 10' лет был близок к современному) ; 5 — области современного оледенения; 6 — побережья, для кото­рых нет достаточно точных данных; / —область, где уровень океана постепенно под­нимался до современного, // — область, где уровень океана последние 3—4 • 10J лет был близок к современному, /// — область, где уровень океана 5 • 10' лет назад пре­вышал современный на 1—3 м

1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   16


Учебный материал
© nashaucheba.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации