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   10   ...   16

По рис. 6 видно, что выделяется период вертикальных движений в 30 лет, который приходится примерно на 1938—1967 гг. Для сравнения приведены скорости вертикальных движений, определенные за все время наблюдений и за период с 1938 по 1967 г. (табл. 3).

По данным табл. 3 следует, что значительное увеличение вертикальных движений наблюдается в районе Баку (на —2,5 мм/год), в остальных пунктах оно меньше: —0,4; —0,6 мм/год.

Вместе с тем за последние годы изменились направления вертикальных движений в пунктах Форт Шевченко и Красноводск и замедлились в Махачкале и Баку.

Для подтверждения существования колебаний побережий морей со­поставлены относительные скорости вертикальных движений, вычислен­ные океанографическим и геодезическим методами. Так, при длине трассы нивелирования в 450 км между Мурманском (Баренцево море) и Кемь-портом (Белое море) расхождение в величине вертикальных движе­ний составляет — 0,5 мм/год, а между Кемь-портом и Архангельском — 0,2 мм/год при расстоянии в 500 км.

Относительная скорость вертикальных движений земной коры за 1914—1950 гг. между пунктами Махачкала—Баку (Каспийское море) при расстоянии между ними в 392 км, поданным, полученным при помо­щи океанографического метода, равна —5,6 мм/год и по данным, полу­ченным при помощи геодезического метода, — 5,1 мм/год. Расхождение относительных движений составляет менее 0,1 мм/год на 100 км рас­стояния.

101

Изложенный материал и его анализ показывают существование коле­баний вертикальных движений побережий морей Европейской части СССР. Эти колебания происходят во времени и в пространстве, поэтому следует при составлении карт вертикальных движений земной поверх­ности использовать данные наблюдений над уровнем моря и повторным нивелированием за одинаковый период времени.

ЛИТЕРАТУРА

Богданов Ю.Б., Допиво-Добровольский А.В., Леманов Е.В. Роль космических сним­ков при изучении движения блоков земной коры. — В кн.: Исследование природ­ной среды космическими средствами. (Геология и геоморфология). М.: 1976, т. 5, с. 148-160.

Карта современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы, М : 10000000. М.: ГУГК, 1971; М :2500000, М.: ГУГК, 1973.

Никонов А.А. Молодые и современные тектонические движения земной коры на Кольском полуострове и в смежных с ним районах. - Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1965, №6, с. 72-78.

Победоносцев С.В., Розанов Л.Л. Современные вертикальные движения Белого и Баренцева морей. — Геоморфология, № 3, 1971, № 3, с. 57—62.

Победоносцев С.В. Современные вертикальные движения побережий морей, омываю­щих Европейскую часть СССР. — Океанология, 1972, т. 12, с. 741—745.

Победоносцев С.В. Океанографическое обоснование карты современных верти­кальных движений земной коры Восточной Европы для побережий морей Евро­пейской части СССР. — В кн.: Современные движения земной коры. Тарту, 1973, №5, с. 16-25.

Победоносцев С.В. Анализ вертикальных движений побережий Прибалтики, опре­деленных океанографическим методом. — В кн.: Современные вертикальные движения земной коры. Тарту, 1974, с. 28—36.

Радярв Ю.Ю. Вертикальные движения земной коры в Прибалтике по данным высо­коточных нивелировок, 1930—1970 гг. — Тр. ЛСХ, 1971, т. 5.

УДК 551.461.2.:551.468.4 (47) А. Б. ОСТРОВСКИЙ

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ПРИЧИН НОВЕЙШИХ ИЗМЕНЕНИЙ ПАЛЕОГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ МОРЕЙ

В настоящее время накоплен огромный материал, характеризующий весьма сложный гидрологический режим многих внутриконтиненталь-ных морских бассейнов (ВМБ) в течение верхнего плейстоцена и голо­цена, в первую очередь Балтийского, Черного, Каспийского морей, а так­же Средиземного, Белого и Аральского морей. В то же время проблемы геохронологической корреляции и причинности палеогидрологических событий (в качестве таковых могут быть приняты регрессивно-транс­грессивные ритмы различных порядков) ВМБ, а также их сопоставление с эвстатикой океана и климатическими ритмами Земли остаются остро дискуссионными. В свое время нами была предложена методика изуче­ния связанных с этими проблемами вопросов с применением специаль­ных палеогеографических критериев, а также проведен ряд конкрет­ных исследований в этом направлении [Островский, 1968, 1970, 1971, 1974а,б; Островский и др., 1975, 1977а,б; Muratov et al., 1974; Serebrja-nnyi et al., 1977], выводы и материалы которых использованы в нас­тоящей работе. В предложенной методике каждый ВМБ рассматривается

102

в качестве самостоятельной гидрологической (палеогидрогеологической) системы, тем или иным образом реагирующей на влияние внешних фак­торов, главнейшие из которых — гляциоэвстатический режим океана, климатическая ритмика планеты, трансформирующая определенным образом гидрологический баланс ВМБ, а также неотектонические движе­ния, главным образом в области существующих (и существовавших в определенные эпохи прошлого) соединений морей между собой и с океа­ном. При этом анализ палеогидрологического режима ВМБ производится с применением двух основных палеогеографических критериев, из кото­рых первый определяет характер собственного гидрологического балан­са того или иного ВМБ, а второй — степень свободы водообмена между морями и океаном или между смежными морями в системе ВМБ. В об­щем случае первый из указанных критериев характеризует как бы состоя­ние гидрологической системы ВМБ, а второй — степень ее открытости (или изолированности).

Под собственным гидрологическим балансом (СГБ) понимается со­отношение приходных и расходных его составляющих без учета внеш­него водообмена ВМБ между собой и с океаном. Характер СГБ оцени­вается величиной эвстатического коэффициента Кэ, рассчитываемого

по формуле [Островский, 19746] Кэ = -

+ Ос - Исп

1000 (м/год),

а г*, г-

где Смат - материковый сток (км3/год) Ос - осадки (км3/год), Исп -испарение (км3/год) с площади акватории ВМБ (5акв, км2). Он показывает потенциальное изменение уровня моря в течение одного года при его изоляции от смежных ВМБ и океана. В таблице приведены данные о характере СГБ ряда ВМБ для современных близких к межледниковым климатических условий. При этом для изолированных ВМБ (Каспий, Арал) эвстатический коэффициент рассчитан с учетом приведения их уровня и 5акв. По величине Кэ четко выделяются две группы ВМБ: с активным (трансгрессивным) Кэ > 0 и пассивным (регрессивным) К3 < О СГБ; далее будет показано, что реакция гидрологического режи­ма этих групп ВМБ на указанные главнейшие палеогеографические фак­торы существенно различна.

По второму палеогеографическому критерию ВМБ в зависимости от характера водообмена между собой и с океаном разделены на три сле­дующие группы: со свободным водообменом, с затрудненным водо­обменом и изолированные. При этом свободным считается такой водо­обмен, когда пропускная способность пролива или системы проливов (зависящая от их глубины, поперечного сечения и протяженности), сое­диняющих ВМБ с океаном или со смежным морским бассейном, поз­воляет реализовать все изменения СГБ во времени без каких-либо су­щественных колебаний его уровня лишь за счет регулирования двусто­роннего водо-солеобмена (по модели современного водообмена по Гибралтарскому, Босфорскому, Баб-эль-Мандебскому и другим про­ливам) . При затрудненной (в нашем понимании) гидрологической свя­зи ВМБ с океаном (или со смежным бассейном) изменения его СГБ синхронно отражаются в соответствующих изменениях уровенного ре­жима: трансгрессиях при увеличении Кэ и регрессиях при его умень­шении. Если в настоящее время в связи с гляциоэвстатической транс­грессией океана подавляющее большинство неизолированных ВМБ ха­рактеризуются свободным водообменом (в качестве редких примеров затрудненного водообмена можно назвать водообмен залива Кара-

103

Показатели гидрологического баланса некоторых внутриконтинентальных морских бассейнов

Морские бассейны

Источники

Площадь аквато­рии, тыс. км2

Гидрологический ба км3 /год

ланс, Характер нейтра-

Эв стати­ческий коэффи­циент Кэ, км

Примечание

матери­ковый испаре-сток + кие осадки

лизации гидро-+ логического ба-_ ланса





1. Басе

зйны с активным гидролс

гическим балансом





Азовское море

[БСЭ 3-е изд.

38

53,1 33,9

+19,2 Сток в Черное

+0,5





1970, т. 1]





через Керчен-







[Океанолог.





25 ский пролив

+0,65

По балансу



Энциклопе-









Керченского



дия, 1974]









пролива

Черное море

[Бруевич,

461

575 350

+225 Сток в Среди-







1960]





земное море че-







[Океанологич,

423



+180 рез Босфор и

+0,45

По балансу



Энциклопе-





Дарданеллы



Босфорского



дия, 1974)









и Керченского













проливов

Балтийское

[БСЭ 3-е изд.

386

644 1 72

+472 Сток в Атланти-

+ 1,2



море

1970, т. 2]





ческий океан че-













рез Зундский и













др. проливы





Аральское

[БСЭ, 3-е изд.

62,2

60,7 60,7

0

0



море

1970, т. 2]











Современное













положение













Расчетные данные, при­веденные к уровню океа­на

Средиземное море

Красное море

Каспийское море

Современное положение

Расчетные дан­ные, приведен­ные к уровню океана

6,4

56

+50

+7,8

[БСЭ, 3-е изд. 1977, т. 6] [БСЭ, 3-е изд. 1977, т. 24-1]

[ БСЭ, 3-е изд. 1973, т. 13] [Океанологич. энциклопедия, 1974]

[БСЭ, 3-е изд. 1973, т. 2]

II. Бассейны с пассивным гидрологическим балансом

2930 Уточненных дан- -3517 Приток из Атлан-

ных нет тического океана

через Гибралтар 2930 -1725

450

371

689

Уточненных данных нет

338,2

449

362,3

696

—400 Приток из Индий­ского океана че-— (470— рез Баб-эль-Ман-625) дебский пролив

-24,1

-247

-1,2

-0,60

-10,3

-(10,4-13,9)

-0,07

-0,4

По балансу Гибралтарско­го и Дарда-нельского про­ливов

По балансу Баб-эль-Ман­дебского про­лива

Богаз-Гол на Каспии и некоторых лиманов Азово-Черноморского бас­сейна), то в разные периоды новейшей геологической истории харак­тер водообмена для большинства ВМБ существенно изменялся.

Введение в палеогеографический анализ охарактеризованных кри­териев позволяет сформулировать следующие дедуктивные положе­ния о причинности палеоэвстатических регрессий и трансгрессий ВМБ.

1. Регрессии ВМБ, характеризующихся активным СГБ (Кэ>0), мо­гут быть обусловлены лишь одной причиной — регрессией Мирового океана (или смежного морского бассейна океанической системы) и как результат этого — увеличением стока вод через проливы.

Следствия: 1. Регрессии сопровождаются опреснением ВМБ за счет увеличения их проточности.

2. Абсолютные отметки регрессий ВМБ не могут быть ниже океани­ческого уровня в соответствующее время.

3. Регрессивные уровни ВМБ не могут опускаться ниже коренного ложа проливов.

4. Полная изоляция регрессивного ВМБ и превращение его в бессточ­ный водоем невозможны.

II. Трансгрессия ВМБ, имеющих активный СГБ (Кэ > 0) может быть вызвана двумя главными причинами:

а) трансгрессией океана (или смежного ВМБ) и как результат это­го — подпором уровня и ингрессией океанических вод;

б) ухудшением условий водообмена с океаном (или со смежным ВМБ).

Следствия: 1. Трансгрессия ВМБ, вызванная океаническим подпором, происходит синхронно с трансгрессией океана, а уровень ВМБ при этом должен быть близок к океаническому.

2. При трансгрессии, вызванной океаническим подпором и ингрессией, происходит осолонение ВМБ, но степень его не может превысить соле­ность океанических вод (или вод смежного морского бассейна, откуда непосредственно осуществляется ингрессия).

3. Трансгрессия, вызванная ухудшением условий стока, может проис­ходить независимо от океанической, а уровень ее должен превышать синхронный уровень океана (или смежного ВМБ) '.

4. Трансгрессия ВМБ, вызванная ухудшением условий стока, сопро­вождается его опреснением.

III. Регрессии ВМБ, характеризующихся пассивным СГБ (Кэ<0), могут вызываться двумя следующими основными причинами, обусловли­вающими уменьшение или прекращение притока океанических вод (или вод смежных ВМБ) :

а) регрессивным снижением уровня океана (или смежного ВМБ);

б) ухудшением условий или прекращением водообмена с океаном (или со смежным ВМБ) за счет уменьшения водопропускной способности проливов.

Следствия: 1. Регрессивные уровни подобных ВМБ могут опускаться ниже океанических и коренного ложа проливов.

2. Вероятна полная гидрологическая изоляция регрессивного ВМБ и превращение его в бессточное озеро.

Трансгрессия в этом случае будет происходить до тех пор, пока положительный СГБ бассейна не будет нейтрализован либо за счет увеличения его площади (и соответственно объема испарения), либо путем увеличения стока из него.

106

IV. Трансгрессии ВМБ с пассивным СГБ (Кэ < 0) могут происходить только в результате океанической ингрессии вод (или ингрессии вод из смежного ВМБ).

Следствия: 1. Уровень трансгрессии ВМБ при условии свободной гидро­логической связи будет совпадать с океаническим, а при затрудненной бу­дет ниже его. Превышение уровня ВМБ над уровнем океана невозможно.

2. Трансгрессия сопровождается осолонением ВМБ, причем уровень минерализации воды может существенно превышать океанический (или степень осолонения вод смежного ВМБ, из которого непосредственно осуществляется ингрессия).

Приведенные положения и связанные с ними следствия позволяют не только произвести обоснованный палеогидрологический анализ при­чинности тех или иных выявленных по геолого-геоморфологическим данным изменений режима ВМБ, но и сделать некоторые палеогеографи­ческие выводы.

Так, для Черноморского бассейна, характеризующегося активным СГБ как в современную эпоху (Кэ = 0,5 м/год), так и в прошлые пери-гляциальные эпохи гляциоэвстатических регрессий океана, нами было показано, что глубина предсурожской (Вюрм I) и предчерноморской (Вюрм И) регрессий достигали порядка 90—100 м [Островский, 1967, 1968, 1971]. С учетом того, что эти регрессии сопровождались значи­тельным опреснением бассейна, причиной чего мог быть лишь односто­ронний сток в Мраморное и далее в Средиземное моря, мы вопреки общепринятым в то время взглядам о 40-метровой глубине коренного ложа Босфорского пролива высказали предположение о его "переуглуб­ленности" до уровня указанных регрессий (т.е. до абс. отм. 110—120 м), и это впоследствии подтвердилось бурением [Scholten, 1974]. Одна­ко и до сих пор в советской и зарубежной литературе можно встре­тить ошибочное мнение о полной изоляции Черного моря в период ново-эвксинской регрессии [Дэгенс, Хант, 1971]. Основываясь на тех же по­ложениях при палеогеографических реконструкциях, необходимо учиты­вать и соответствующую (до 100—110 м абс. глубины) переуглублен­ность верхнеплейстоценовых и голоценовых речных долин Азово-Чер­номорского бассейна, хотя их регрессивные устья располагаются во внешней части его современного шельфа.

Возвращаясь в связи с изложенным к проблемам новейшей геологи­ческой истории Босфорского и Дарданельского проливов, можно сделать также вывод о том, что в ходе трансгрессивного подпора Черноморского стока при гляциоэвстатической трансгрессии в эрозионном ложе проли­вов активно аккумулировались осадки (в голоцене их мощность соста­вила не менее 70 м), что определенным образом сказывалось на условиях межбассейнового водообмена; это необходимо учитывать при палеогео­графических реконструкциях.

Новейшая черноморская голоценовая трансгрессия Черного и Азовско­го морей, как и предшествующие ей в верхнем плейстоцене сурожская и карангатская, могут служить типичным примером трансгрессий ВМБ с активным СГБ. При этих трансгрессиях, обусловленных гляциоэвстати­ческой трансгрессией океана, уровень Азово-Черноморского бассейна соответствует океаническому, а соленость его вод (в карангатское и сурожское время до 28-30°/00, в голоцене до 20°/0 0) была значитель­но ниже [Невесский, Невесская, 1961], чем в океане (35°/00) и в Сре­диземном море (39'% о) • Подобная трансгрессия наблюдается и в Белом море (соленость его 24—30% „ )•

Примером трансгрессий ВМБ с активным СГБ, но вызванных затрудне­нием или прекращением стока из них, можно считать Анциловую транс­грессию Балтийского моря, характеризовавшуюся значительным превы­шением уровня над синхронным ему океаническим, а также резким опреснением. Причиной этой трансгрессии служила изоляция Балтийско­го моря в результате прекращения стока через Датские проливы, либо из-за активных гляциоизостатических поднятий, либо из-за ледникового подпруживания [Островский, 19746]. Не исключено, что именно один из этапов Анциловой трансгрессии мог привести к Беломоро-Балтийско-му соединению.

Регрессии, вызванные исключительно спадом океанического уровня, происходили в различные ледниковые эпохи плейстоцена в ВМБ с пас­сивным СГБ (Средиземное и Красное моря). Фактических палеогеогра­фических данных об этих регрессиях у нас нет, но можно предполагать, что их уровни соответствовали океаническим, а соленость вод из-за зна­чительных глубин и высокой пропускной способности Гибралтарского и Баб-эль-Мандебского проливов оставалась высокой.

Регрессии бассейнов с этим же типом ГСБ, связанные с ухудшением водообмена с океанической системой морей или изоляцией от них, извест­ны в палеогеографической истории Каспийского моря. В этой связи сле­дует отметить, что современный гидрологический режим Каспия следует в историко-палеогеографическом аспекте считать регрессивным, для этого вывода достаточно относительное сравнение его современного уровня (—28 м) с экстремальными регрессивным (—50 м) и трансгрес­сивным (+45 м) уровнями в плейстоцен-голоцене: от первого он отяиа~ чается на 73 м, а от второго — всего на 22 м.

Трансгрессии ВМБ с пассивным СГБ известны широко — это современ­ные и межледниковые плейстоценовые трансгрессии Средиземного и Красного морей (напомним, что их соленость превышает океаническую и составляет соответственно 39 и 41°/00). Не исключено, что подобного же типа трансгрессии были в плейстоцен-голоценовой истории Каспийско­го моря, хотя их гидрологический механизм был более сложным. Со­гласно нашему предположению [Островский, 19746], гляциоэвстатичес-кая трансгрессия океана обусловливала трансгрессивный подпор уров­ня Азово-Черноморского бассейна и его ингрессию в устье Дона, частич­ный сток которого, совместный с водами ингрессировавшего моря, мог осуществляться в это время по Манычской котловине в Каспий. Гипотеза нуждается в проверке, однако данные в ее пользу имеются: доказана [Попов, 1967] синхронность ранне-верхнеплейстоценовых ка-рангатской трансгрессии Азово-Черноморья и гирканской трансгрессии Каспия. В это время представители черноморской эвригалинной фауны моллюсков достигали Восточного Маныча. Если наше предположение подтвердится, то удастся объяснить и эмиграцию в Каспийский бас­сейн элементов Черноморской фауны в среднем голоцене — это период одного из самых интенсивных трансгрессивных подъемов уровня Чер­ного моря, происшедших в период 8—6,5 тыс.лет назад (см. статью Арсла-нова, Балабанова и др. в наст, сб.) и сопровождавшихся глубокой ингрес-сией моря в устья речных долин.

В целом же анализ палеогеографических материалов по новейшей истории ВМБ показал, что их палеогидрологический режим, существенно сложнее, чем это представлено в фундаментальных исследованиях пос­ледних десятилетий [Калинин и др., 1966; Марков, Величко, 1967]. В указанных работах было выделено три основных типа палеогидрологи-108

ческого режима водоемов: "гляциоэвстатический" (регрессии — в лед­никовые, трансгрессии — в межледниковые эпохи), "гидрократический", обусловленный изменениями СГБ ВМБ в различные климатические эпо­хи (обычно с регрессиями — в аридные и трансгрессиями — в плювиаль­ные периоды), а также "сточных озер", режим которых определяется исключительно тектоническими условиями или ледниковым подпо­ром (режим "приледниковых сточных озер"). Фактический же па­леогидрологический режим большей части ВМБ, в той или иной степени сочетая особенности всех перечисленных выше типов, во многих своих чертах имеет конкретные особенности, которые' зави­сят от указанных палеогеографических критериев.

На основании изложенного рассмотрим принципиальные особеннос­ти палеогидрологического режима ВМБ в ходе гляциоэвстатического цикла океана, включающего ледниковую регрессию и последующую межледниковую (или послеледниковую) ТрЗСГрессию (см. рисунок, //). Этот цикл сопоставляется с крупным изменением главных климатичес­ких факторов (см. рисунок, /) и с обусловленным ими гидрократическим гидрологическим режимом замкнутых водных бассейнов (см. рисунок, V).

Анализ современных палеогеографических материалов показывает, что могут быть выделены три основных типа палеогидрологического режима ВМБ. Один из них — гидрократический, характерный для изоли­рованных от океана ВМБ, достаточно полно охарактеризован в литера­туре [Калинин и др., 1966; Марков, Величко, 1967]. Напротив, два дру­гих типа палеогидрологического режима ранее не были описаны, и их характеристика приводится далее.

I. Первый тип палеогидрологического режима характеризует ВМБ, имеющие свободный водообмен с океаном (см. рисунок, ///).

Основная особенность палеогидрологии ВМБ этого типа заключается в практически полном совпадении их уровенного режима с океаническим при минимальных возможных различиях, связанных с неодинаковой соленостью и температурой морской и океанической воды. В то же время режим солености ВМБ, имеющих свободную гидрологическую связь с океаном, должен различаться в зависимости от характера СГБ. В связи с этим может быть выделено две разновидности режима.

\а - для ВМБ с пассивным СГБ соленость вод бассейна будет в любой эвстатической ситуации выше океанической, а величина этого превыше­ния будет пропорциональна дефициту СГБ;

\б — для ВМБ с активным СГБ соленость вод постоянно будет ниже океанической, причем в ходе регрессии она резко снижается (за счет увеличения проточности бассейна), а в ходе трансгрессии растет, прибли­жаясь к океаническому пределу [Островский и др., 1977а,б]. Доказано, что осолонение таких ВМБ существенно отстает от темпов трансгрессии, причем это отставание тем больше, чем активнее их СГБ. Кроме того, у ВМБ описываемого типа вероятны эпизодические относительные опрес­нения в начальные этапы гляциоэвстатических трансгрессий — в плювиаль­ные эпохи первой половины межледниковья, когда резко возрастают основные приходные статьи СГБ - атмосферные осадки и речной сток (см. рис. 1, /).

Таким образом, можно констатировать, что у ВМБ, имеющих свобод­ную гидрологическую связь с океаном, уровенныи режим контролируется исключительно гляциоэвстатическим фактором, а режим их солености формируется при активном воздействии гидрократического фактора. Подобный тип палеогидрологического режима может быть назван ква-

109

Принципиальная схема соотношения основных элементов палеогидрологического режима внутриконтинентальных бассейнов с климати­ческими факторами и гляциоэвстатическим режимом океана.

7 — изменение главных климатических фак­торов; Т — температура воздуха; Ос — осад­ки. Палеогидрологические режимы: // — океана; /// — внутриконтинентальных бассей­нов со свободной гидрологической связью с океаном; IV— то же с затрудненной связью; V— то же изолированных от океана. Кривые уровня бассейнов (Н) и содержания солей в воде (М) показаны раздельно для бассейнов с положительным (Н.э > 0) и отрицательным (Кэ < 0) собственным балансом

зигляциоэвстатическим, или режимом океанического подпора. Этот тип режима характерен для голоценовой истории Чер­ного, Балтийского и Белого морей (раз­новидность I а), а также позднеплейсто-цен-голоценовых Средиземного и Крас­ного морей (разновидность 16) .

II. Второй тип палеогидрологического, режима характеризует ВМБ, имеющие затрудненную связь с океаном (см. рису­нок, IV), в составе которых также могут быть выделены две разновидности: Па — для ВМБ с пассивным СГБ эвстатический режим должен харак­теризоваться относительно длительными регрессиями, для которых мо­жет проявляться закономерная двухфазность. Первая, наиболее глубокая фаза регрессии могла происходить в конце межледниковий — время наи­большей аридности климата, а вторая — с относительно более высоким уровнем — в период оледенения, синхронно с гляциоэвстатическими регрес­сиями океана. При этом наиболее вероятной была полная изоляция этих ВМБ, когда уровень опускался ниже коренного ложа проливов, соединяю­щих их с океаном. Для описываемой разновидности палеогидрологическо­го режима соленость вод в регрессионные эпохи должна быть существенно высокой.

Трансгрессии ВМБ с пассивным СГБ должны были быть относительно кратковременными и совпадать с экстремальными фазами гляциоэвста-тических трансгрессий океана, а их соленость оставалась достаточно вы­сокой.

Следует указать, что описанная разновидность палеогидрологического режима*, вероятнее всего, характеризовала лишь отдельные этапы палео­географической истории отдельных ВМБ (по нашему предположению, плейстоценового Каспия), так как трудно предположить, что они сохра­няли в течение всех крупных климатических ритмов плейстоцена пас­сивный СГБ.

Мб — для ВМБ с активным СГБ, режим которых в отличие от выше­описанного, характеризовался более продолжительными трансгрессивны­ми ситуациями. При этом кратковременные регрессии совпадали с гля­циоэвстатическими регрессиями океана, а их уровень стремился к океа­ническому, вследствие чего постепенно углублялось коренное ложе про-110

ливов с уклоном по направлению стока избытка вод бассейна. Соленость ВМБ в ходе регрессии в результате повышения проточности также сни­жалась.

Трансгрессии ВМБ этого типа в общих чертах контролируются ходом гляциоэвстатической трансгрессии и сопровождаются ростом солености, величина которой, однако,отстает от океанической. В то же время у ВМБ с активным СГБ (разновидность Мэ) возможно и проявление гидрокра-тических трансгрессий, уровень которых может превысить океанический. Они вероятны в эпохи наибольшей плювиальности климата (максимум осадков и речного стока при минимуме испарения) — обычно в конце ледниковой — начале межледниковой эпох. В этом случае экстремум гидрократической трансгрессии будет предшествовать гляциоэвстатичес-кому и отделяться от него относительно неглубоким регрессивным спа­дом уровня ВМБ.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   10   ...   16


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