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   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   ...   16

Подобный палеогидрологический режим был характерен для плейсто­ценового Черного моря. В палеогеографической истории последнего установлено [Островский, 1968, 1970, 1974а; Островский и др., 19776], что основные трансгрессивные стадии его, в частности древнеэвксинская, узунларская, ашейская, карангатская и сурожская, включали по две последовательные фазы — первая из них при относительно умеренной солености характеризовалась притоком каспийских вод (осадки этой фазы трансгрессии содержат исключительно эндемичную черноморскую и каспийскую ископаемые фауны), а отделенная от нее промежуточной регрессией вторая трансгрессивная фаза сопровождалась ингрессией средиземноморских вод и иммиграцией соответствующей фауны. Имеют­ся основания предполагать, что подобный же палеогидрологический ре­жим имели в определенные этапы плейстоцена Мраморное и Балтийское моря.

Таким образом, для ВМБ с затрудненной гидрологической связью с океаном как уровенный режим, так и режим солености формировались под одновременным воздействием гляциоэвстатического и гидрократи-ческого фактора. Подобный палеогидрологический режим служит как бы переходным от квазигляциоэвстатического к гидрократическому.

Общий генетический ряд палеогидрологических режимов ВМБ может иметь в этом случае следующий вид: квазигляциоэвстатический (океа­нического подпора) — переходный (субгляциоэвстатический — субгидро-кратический) — гидрократический.

Указанные закономерности определяют основные черты палеогеогра­фической истории ВМБ и должны учитываться при решении разнообраз­ных проблем межбассейновых корреляций и сопоставления палеогидро­логических событий. При этом необходимо учитывать, что тип палеогид­рологического режима многих ВМБ в течение плейстоцен-голоцена мог псОДнократно меняться в зависимости от неотектонических движений (особенно в области .проливов) и планетарных климатических измене­ний, определивших как характер СГБ, так и условия водообмена того или иного бассейна с океанической системой. Одновременно показано, что применение палеогидрологических критериев для палеогеографи­ческих реконструкций позволило не только произвести системный ана­лиз геолого-геоморфологических материалов по ряду' ВМБ, но и сде­лать принципиально новые выводы, часть из которых бы/id подтвержде­на последующими исследованиями, а другие еще требуют целен'^правлен-ной проверки на новом фактическом материале.

111

ЛИТЕРАТУРА

Благоволим Н.С., Муратов В.М., Островский А.Б., Серебрянный Л.Р. Палеогидро-логия Балтийского и Черного морей в четвертичном периоде. — В кн.: Проблемы палеогидрологии. М.: Наука, 1976.

Дэгэнс Э.Т., Хант Дж.М. История Черноморского бассейна за последние 25 000 лет. -

В кн.: Тез. докл. Междунар. геохим. конгр., 1971, т. 2.

Калинин ГЛ., Марков К.К., Суетова И.А. Колебания уровня водоемов Земли в но­вейшем геологическом прошлом. (Сообщения I, II). — Океанология, 1966, т. VI вып. 5, 6.

Марков К.К.. Величко А.А. Четвертичный период. М.: Наука, 1967, с. 3. Невесская Л.А., Невесский Е.Н. О соотношениях карангатских и новоэвксинских слоев в прибрежных районах Черного моря. - Докл. АН СССР 1961 т 137 № 4.

Островский А.Б. Регрессивные уровни Черного моря и их связь с переуглубления­ми речных долин Кавказского побережья. - Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1967, № 1.

Островский А.Б. О принципах корреляции плейстоценовых трансгрессий и террас южно-европейских морей. — В кн.: Периодизация и геохронологии плейстоцена. Л,: ВГО 1970.

Островский А.Б. О природе и возможных масштабах позднеплейстоценовых и голоценовых регрессий Черного моря. - В кн.: Проблемы периодизации плей­стоцена. Л.: ВГО 1971.

Островский А.Б. Палеогеографические критерии корреляции основных этапов НОЕеишеЙ геологической истории енутрикоктиненталькых бассейнов. Балтика, 1974, вып. 5.

Островский А.Б., Измайлов Я.А., Балабанов И.П. и др. Палеогеографические усло­вия новейшей Черноморской трансгрессии в связи с проблемами внутрибассей-новых и межбассейновых стратиграфических корреляций. — Информ. бюл. стран — членов СЭВ по проблемам "Изучение химических, биологических, фи­зических и других процессов Мирового океана", 1975, № 3.

Островский А.Б., Измайлов Я.А., Балабанов И.П. и др. Новые данные о палеогидро-логическом режиме Черного моря в верхнем плейстоцене и голоцене. — В кн.: Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977.

Попов Т.Н. Гирканская трансгрессия в Северном Прикаспии. — Бюл. Комис. по изучению четвертич. периода АН СССР, 1967, № 33.

Muratov V.M., Ostrovsky A.B., Fridenberg E.O. Quarternary stratigraphy and paleogeography on the Black Sea coast of Western Caucasus. - Boreas (Oslo), 1974, vol. 3.

Serebr/anny/ L.ft., Blagovolin N.S., Muratov V.M., Ostrovsky A.B. Die Ostree und Schwarze Meer in Quartar. Sonderdruck, Petermanns, leseillschaft der DDR, 1/1977.

Scholten R. Role of the Bosporus in Black Sea Chemistry and sedimentation. — In: The Black Sea geology. Chemistry and biology. Tulsa (Okla), 1974.

УДК 551,351.2

Ф.А. ЩЕРБАКОВ

ОТРАЖЕНИЕ ИЗМЕНЕНИЙ УРОВНЯ МОРЯ В РАЗРЕЗАХ ПОЗДНЕЧЁТВЕРТИЧНЫХ МОРСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ

Накопление большого материала о составе и строении толщ позднечет-вертичных осадков континентальных окраин, особенно внешнего шель­фа и континентального подножия., Показало большую информативность таких данных для решения вопросов стратиграфии и палеогеографии плейстоцена-голоцена вообще. В связи с этим появились возможности для использования новых критериев оценки колебаний уровня моря, прежде всего 'тех, которые носят эвстатический характер, т.е. наиболее резкие. Эт,о и понятно, так как на континентальных окраинах мы можем получить разрезы отложений, в которых в отличие от областей ложа океа-tVa четко запечатлеваются колебания уровня океана, изменения климата

112

прилегающей суши и другие события палеогеографии четвертичного периода. Словом, в таких разрезах полнота запечатленной в них геологи­ческой летописи весьма велика, особенно по сравнению с континентом.

Сейчас выявлен целый ряд особенностей строения толщ подобных отложений, определение стратиграфического положения которых поз­воляет получать зачастую более достоверные данные об изменениях уров­ня моря.

Наиболее информативными при этом оказываются разрезы толщ позднечетвертичных отложений краевой (глубже 100 м) зоны шельфа таких внутриконтинентальных морей, как Черное и Средиземное. Это связано с тем, что именно в таких областях, с одной стороны, в составе отложений резче проявляется изменение глубины бассейна и расстояние от берега, а с другой — идет непрерывное осадконакопление в зоне, не захватываемой периодическими регрессиями [Щербаков, 1979].

Кроме того, осадки сравнительно неглубоких участков дна шельфа обычно содержат разнообразные остатки организмов, и прежде всего моллюсков.

На шельфах океанов в целом господствуют неблагоприятные для формирования указанных разрезов условия осадконакопления, так как дно подвержено воздействию интенсивного волнения и течений, что приводит к образованию лишь так называемых реликтовых (пе­реотложенных) осадков. Иллюстрирующий это положение материал был получен при изучении разрезов позднечетвертичных отложений крае­вой зоны шельфа Черного моря. Ценность этого материала объясняется еще и тем, что речь идет о бассейне, связанном с Мировым океаном, при­чем, как выясняется, теснее, чем предполагали ранее. Представленный на рис. 1 (см. вкл.) такой сводный разрез построен в основном путем сопос­тавления полученных грунтовыми трубками колонок осадков главным образом краевой зоны Южного Крыма. Благодаря тщательному анализу фауны моллюсков, определению абсолютного возраста отдельных го­ризонтов, сопоставлению с разрезами прибрежной зоны и глубоководной впадины удалось интерпретировать очень детально все подробности строе­ния отложений, залегающих на краю данного шельфа.

Результаты этой интерпретации сводятся к следующему. В низах раз­резов краевой зоны упомянутого шельфа выделяется горизонт песчано-галечно-ракушечных отложений явно мелководного генезиса. Скорее всего это осадки подводного берегового склона с глубин порядка 10— 15 м. Данный горизонт подстилается и перекрывается более глубоковод­ными осадками, главным образом глинистыми илами. Перекрывающие его отложения представляют собой единую серию осадков, кровлей ко­торых служит современное дно. Выделенный горизонт мелководных осадков сформировался во время последнего самого низкого стояния урСьпЗ Черного моря, отвечающего максимуму последнего (осташков­ского) оледенения. Такой вывод подтверждается прежде всего опреде­лением абсолютного возраста кровли и подошвы слоя грубозернистых регрессивных осадков. При этом возраст подошвы, определенный по радиоуглеродному методу в раковинах моллюсков, оказался 17— 18 000 лет и соответствует, таким образом, максимуму последнего оле­денения и наиболее низкому стоянию уровня Мирового океана в пред-голоценовое время. Залегающие ниже более древние и более глубоковод­ные осадки накапливались в процессе регрессии Черного моря, последо­вавшей вслед за средневюрмским (сурожским) повышением его уровня, соответствующим молого-шекснинскому межледниковые. 8. Зак.131Б 113

Возраст кровли горизонта мелководных грубозернистых осадков был определен тем же путем в интервале 12—15 000 лет. Именно в это время начинается последняя трансгрессия Черного моря, совпадающая, таким образом, с началом дегляциации ледников Северной Европы в бёллинге [Кинд, 1963; Нейштадт и др., 1965] и последней трансгрессии Мирового океана.

Таким образом, в описанном разрезе четко фиксировано возрастное положение горизонта отложений, отвечающих низкому стоянию уровня моря.

Известна и абсолютная отметка расположения данного горизонта по отношению к современному уровню моря. Это дает возможность доволь­но правдоподобно судить и об абсолютной отметке уровня во время самого низкого его стояния. Как уже упоминалось, грубозернистые осад­ки горизонта мелководных отложений образовались на глубинах 10—15 м.ч В настоящее время эти отложения находятся на 85—90 м ниже современ­ного уровня, а это значит, что урез воды во время их накопления нахо­дился на отметках от —90 до —105 м. Глубже он не мог опускаться, так как иначе вместо осадков подводного берегового склона (хотя и грубых, но все же в основном песчано-ракушечных) в данной зоне дна отложились бы пляжевые галечники, или вообще она оказалась бы над уровнем моря.

Анализ разрезов края шельфа Черного моря позволяет также судить о характере последней трансгрессии этого бассейна. Так, например, извест­но [Невесский, 1967; Щербаков и др., 1978], что прибрежно-морские осадки, имеющие возраст не менее 7—8 000 пет, распространены на шель­фе до глубин порядка 30 м. На меньших глубинах на размытой поверх­ности континентальных плиоцен-четвертичных и других дочетвертичных пород залегают более молодые морские осадки. Все это свидетельствует о том, что за первые примерно 5—7 000 лет, прошедших с момента начала последней трансгрессии, уровень Черного моря повысился на 60—70 м. Скорость подъема уровня (около 1 м в столетие) почти точно соответст­вовала известным данным о первых этапах трансгрессии Мирового океа­на. В дальнейшем скорость эвстатического поднятия уровня Черного моря, так же как и океана, была значительно ниже.

Таким образом, можно констатировать, что, как это и отражено на рис. 1, общий ход изменений уровня Черного моря в позднеплейстоцен-голоценовое время очень хорошо коррелируется с соответствующими этапами изменения уровня океана. Пожалуй, еще более высока степень отражения в разрезах края шельфа данного бассейна событий континен­тального ледниковья и послеледниковья Северной Европы. Например, послесредневюрмское похолодание, сопровождавшееся выдвижением ледников, четко совпадает по времени с послесурожской регрессией Черного моря. Хорошо соответствует последним стадиям максимально­го выдвижения поздневюрмских ледников максимальная регрессия Черного моря, зафиксированная в разрезах края шельфа. Совершенно четко начало регрессии Черного моря в ранненовоэвксинское время сов­падает с началом последней дегляциации Северной Европы.

Как видно на приведенной схеме (см. рис. 1), хорошо увязываются с событиями материкового оледенения разрезы континентальных окраин других районов, в частности тихоокеанского и атлантического обрамле­ния Северной Америки. Об этом свидетельствует то, что моменты смены комплексов фауны в разрезах морских отложений хорошо совпадают с изменениями климата прилегающей суши и стадиями деградации пос­ледних ледников Северной Америки. Все это также достаточно четко 114

сопоставлено с основными чертами запечатленной в соответствующих разрезах позднечетвертичной палеогеографии Черного моря.

Сопоставление результатов изучения последней трансгрессии Черно­го моря с известными данными о происходившем в то же самое время подъеме уровня Мирового океана позволяет, кроме тесной корреля­ции, отметить и некоторые специфические различия в отдельных мо­ментах позднеплейстоцен-голоценового изменения уровня океана и со­единенного с ним внутреннего моря. Но прежде необходимо отметить, что в последнее время все более распространяется основанная на но­вых данных о строении Босфора [Scholten, 1974] точка зрения о том, что Черное море никогда, даже в периоды максимальных регрессий, не было полностью изолировано от Средиземного моря и тем самым от океана [Федоров, 1978; Щербаков и др., 1978] . В связи с изменениями уровня менялся характер связи этих бассейнов, причем в периоды ре­грессии Черное море превращалось в солоновато-водное сточное озеро с односторонним стоком в Средиземное море. Если это учесть, то сле­дует полагать, что уровень Черного моря в период максимума последней регрессии должен был быть несколько выше уровня открытого океана, в силу чего и осуществлялся односторонний сток. Учитывая то, что при­веденные отметки последнего наинизшего стояния уровня Черного моря сейчас определены достаточно точно, можно увереннее утверждать, что уровень океана в конце позднего плейстоцена был ниже современного более чем на 100 м и его отметки, возможно, приближались к 120—130 м (20—30 м — таков, вероятно, был перепад высот между уровнями Черного моря и океана в то время).

Дальнейшее сопоставление одновозрастных уровней океана и Черного моря показывает, что вскоре после начала поздне- и послеледниковой трансгрессии подъем уровня внутриконтинентального бассейна стал отставать от океанского и на четко фиксируемом рубеже 7—8 000 лет назад оказался на 15 м ниже. Это мнение основывается на том, что к данному моменту уровень океана, по-видимому, заметно ближе к сов­ременному, т.е. на отметках -10 или -15 м [Shepard, Currey, 1967]. Следовательно, уровень Мирового океана к этому времени превысил уровень Черного моря, что и способствовало резкому увеличению уже начавшегося к тому периоду притоку средиземноморских соленых вод через Босфор. Такое увеличение и сыграло роль того "прорыва" этих вод, который, согласно данным многих исследователей, привел к фор­мированию современных условий в Черном море. В дальнейшем уровень Черного моря постепенно повышался и достиг современного положения/ в то время как уровень океана довольно быстро стабилизировался на современной отметке.

Таким образом, как показывает пример позднечетвертичной транс­грессий, уровень океана изменялся резче, а амплитуда этих изменений несколько больше, чем в связанном с ним внутриконтинентальном бас­сейне (см. рис. 1).

Накопленные к настоящему времени данные о строении толщи более глубоководных позднечетвертичных отложений континентальных подно­жий показывают, что и они могут быть использованы при анализе изме­нения уровня океанов и морей.

Сейчас уже совершенно ясно, что связанное с изменением уровня моря изменение положения береговой линии по отношению к краю шельфа -один из основных факторов формирования главнейших особенностей состава и строения разрезов отложений, залегающих у подножия конти-

115

Рис. 2. Схема развития процессов седиментогенеза на континентальной окраине в позднечетвертичное время

/ — поздний плейстоцен, // — голоцен. А — океаны (а — средние широты, б — при­экваториальная зона); 6 — внутренние моря: 7 — континентальные плейстоцено­вые и реликтовые отложения; 2 — прибрежно-морские отложения; 3 — реликтоьо-переотложенные (палимпсестовые отложения) ; 4 — снос осадочного материала (толщина стрелки соответствует интенсивности сноса); 5 — неотерригенные, необио­генные, неохемогенные голоценовые отложения; 6 — "склоновые" слоисто-ритмич­ные толщи плейстоцена; 7 — необиогенные кораллово-водорослевые отложения; 8 — циркуляции водных масс; 9 — осаждение вещества из взвеси

нентального склона (рис. 2). При этом отложения, накапливающиеся при низком уровне моря и расположении береговой линии у края шель­фа, как это было, например, в конце позднего плейстоцена, отличаются большой мощностью и несут на себе многочисленные следы очень интен­сивного влияния прилегающего берега. Это влияние проявляется часто в значительной роли различных "склоновых" процессов в составе и строе­нии отвечающей низкому положению уровня моря толщи отложений кон­тинентального подножия. Эти процессы могут проявляться и в образо­вании турбидитов и осадков, образованных другими потоками твердого 116

вещества, и в оползневых отложениях. В других случаях в таких отло­жениях наблюдается значительная примесь рассеянного обломочного материала (обломков фауны и флоры, гальки, гравия и т.п.) явно при­брежного происхождения.

Описанные в основном терригенные "склоновые" осадки явно преоб­ладают среди тех отложений континентального подножия, которые от­носятся по возрасту к концу позднего плейстоцена и особенно к периоду максимума последнего оледенения и соответственно наиболее низкому стоянию уровня моря. Значительно меньше роль таких "склоновых" осадков и в тех горизонтах разрезов позднечетвертичных отложений материковых подножий, которые относятся к голоцену. Осадки, накапли­вавшиеся в этот период, особенно при современном и близком к нему уровнях, когда береговая зона отодвинулась в сторону суши и образовал­ся шельф, имеют меньшую мощность, здесь преобладают текстуры, свя­занные с нормальным осаждением вещества из взвеси, в составе осадков повышается роль собственно "океанических" факторов седиментогене­за, например биогенных и биохемогенных, связанных с явлением апвел-линга.

Связанные с изменением уровня моря особенности толщ отложений позднечетвертичных отложений континентального подножия - наиболее общая закономерность строения разрезов данной зоны дна океанов и морей. Она четко проявляется и во внутренних морях, как, например, в Черном [Щербаков, 1978], и особенно в океанах. На океанских мате­риковых подножиях указанная закономерность ярче проявляется в строении разрезов отложений глубоководных конусов выноса, таких, например, как расположенный у тихоокеанского побережья Северной Америки конус Астория, разрез позднечетвертичных отложений кото­рого, описанный Нельсоном [Nelson, 1976] приведен на рис. 1. На при­мере этого разреза видно, как можно использовать детали его строения для выявления подробностей в ходе изменения уровня океана. Конеч­но, при анализе отложений континентального подножия возникает боль­ше трудностей, чем при интерпретации разрезов шельфовых осадков. Однако тщательный анализ смены комплексов микрофауны и флоры и, главное, определение абсолютного возраста позволяют говорить и о временной привязке отмеченных особенностей описанных разрезов к совершенно определенным этапам эвстатических изменений уровня Мирового океана и событий континентального оледенения.

В разрезе конуса Астория четко выделяется нижняя часть вскрытой толщи позднечетвертичных отложений. Эти отложения представляют собой типичные турбидиты, в составе которых явно преобладают прос­лои грубого песчано-алевритового материала с характерной текстурой. Такие особенности свидетельствуют о накоплении данных осадков в условиях низкого положения уровня океана в конце позднего плейсто­цена. Верхняя часть толщи описываемых отложений, наоборот, сложена тонкодисперсными глинистыми илами, в составе и текстуре которых действие "склоновых" процессов проявлено очень слабо, что, безуслов­но, свидетельствует об их накоплении в условиях высокого положения уровня океана в голоцене. Особый интерес представляет тот факт, что в разрезе конуса Астория между нижним турбидитным и верхним "нор­мально" осадочными горизонтами залегает горизонт переходных отло­жений, в составе и строении которых еще заметную роль играют грубо­зернистые турбидитоподобные прослои, но в то же время уже появляются лишенные этих черт пропластки глинистых илов. В разрезе четко фик-

117

10 О

-100'/и

Рис. 3. Отражение изменения уровня моря в разрезе осадков континентального подножья

/, // — макроритмы; А, Б, Г, Д, Е, Ж — мезоритмы; 1—51 — микроритмы; 1 — нормально-осадочные талассогеино-терригенные отложения; 2 — переходные, смешан­ные отложения; 3 — склоновые слоисто-ритмичные терригенные отложения; 4 — колебания уровня моря

сируется граница между собственно турбидитной и данной переходной толщей. Нельсон [Nelson, 1976] приводит абсолютный возраст этой гра­ницы, который оказался равным 12500 лет. Таким образом, начало ослабления склоновых процессов, связанное с отступанием береговой линии от края шельфа в сторону суши, совершенно четко совпадает с началом последней трансгрессии Мирового океана и соответственно с началом таяния ледников последнего оледенения.

Пока отступавшая в сторону суши береговая линия западного побе­режья Северной Америки находилась сравнительно недалеко от края 118

шельфа, это проявлялось в интенсивных склоновых процессах и соот­ветственно в накоплении содержащей грубые турбидитные прослои толще переходных осадков.

Резкое уменьшение таких осадков вверх по разрезу свидетельствует о том, что уже 7000 лет назад береговая линия соответствовала современ­ному положению уровня моря. В голоцене на западном континентальном подножии Северной Америки в пределах конуса Астория явно преоб­ладало накопление осадков, "нормально" осажденных из взвеси, что, несомненно, свойственно периоду высокого стояния уровня-океана.

Таким образом, толща позднечетвертичных отложений континенталь­ного подножия представляет собой как бы макроритм, связанный с высоким и низким положениями уровня океана.

Все сказанное позволяет сделать вывод о том, что в непрерывных раз­резах, вскрывающих более древние по возрасту толщи морских отло­жений континентальной окраины, особенно ее подножия, могут быть обнаружены закономерно сменяющиеся и отражающие периодические изменения уровня ритмы, подобные описанному в позднечетвертичное время (рис. 3). Данные, подтверждающие такую возможность, уже по­явились. Они получены при анализе керна глубоководного бурения в восточной части Черного моря, где установлено [Trimonis, Shimkus, 1978] увеличение грубозернистых и турбидитоподобных прослоев в го­ризонтах осадков, соответствующих периодам оледенений и, по-види­мому, понижений уровня моря.

В заключение хотелось бы подчеркнуть, что все приведенные данные и их анализ позволяют не только подтвердить высказанное в начале статьи мнение о ценности разрезов отложений континентальных окра­ин, но и считать такие разрезы опорными для восстановления основ­ных событий палеогеографии четвертичного периода, а, следователь­но, и стратиграфического (ритмостратиграфического) расчленения соот­ветствующих отложений.

ЛИТЕРАТУРА

Кинд Н.В. Абсолютная хронология последней ледниковой эпохи и возраст палео­лита Европы. — В кн.: Абсолютная геохронология четвертичного периода. М.: Изд-во АН СССР, 1963.

Коренева Е.В., Удинцева О.Г. Палинологические исследования колонок донных отложений Черного моря. — В кн.: Палеонтологическое обоснование стратигра­фии антропогена. М.: Наука, 1977.

Невесский Е.Н. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. М.: Наука, 1967.

Невесский Л.А., Невесский Е.Н. О составе фауны и особенностях развития Азово-Черноморского бассейна в позднечетвертичное время. — Докл. АН СССР, 1961, т. 136, №5.

Нейштадт М.И., Хотинский Н.А., Девирц А.Я., Маркова Н.Г. Имнатское болото. — В кн.: Палеогеография и хронология верхнего плейстоцена и голоцена по дан­ным радиоуглеродного метода. М.: Наука, 1965.

Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978.

Шимкус К.М.. Емельянов Е.М. Некоторые черты палеогеографии и глубоководно­го осадкообразования в Черном море в позднечетвертичное время. — Балтика, 1974, вып. 5.

Щербаков Ф.А. Некоторые особенности седиментогенеза на континентальной окраи­не Черного моря. — Океанология, 1978, т. 18, вып. 5.

Щербаков Ф.А. Особенности седиментогенеза на континентальных окраинах океа­нов и во внутренних морях. — В кн.: Палеография и седиментогенез окраинных и внутренних морей СССР. М,: Наука, 1979.

119

Щербаков Ф.А., Куприн П.Н., Потапова Л.И., Поляков А.С., Забелина Э.К., Соро­кин В.М. Осадконакопление на континентальной окраине Черного моря. М.: Нау­ка, 1978.

Armstrong J.E., Crandell D.R., Easterbook D.J., Noble J.B. Late Pleistocene stratigraphy and chronology in south-western British Columbia and Northwestern Washington. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1965, vol. 76.

Beard J.H. Pleistocene-Holocene Boundary and Wisconsinian substages, gulf of Maxico. -Bull. Geol. Soc. Amer., 1973, N 136.

Duncan J.K., Flowler G.A., Kulm L.D. Planctonic foraminiferanradiolarian ratios and Ho-locene — Late Pleistocene deep-sea stratigraphy of Oregon. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1973, vol. 81.

Frye J.C., Willman H.B. Wisconsinian climatic history interpreted from Lake Michigan-Lobe, depositesand soils. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1973, N 136.

Nelson H. Late Pleistocene and Holocene depositional trends processes and history of Astoria deep-sea fan, north-east Pacific. — Marine Geology, 1976, vol. 20, N 2.

Shepard P.P., Currey J.R. Carbon 14 determinations of the sea level changes in stable areas. — In: The Quaternary history of the ocean basin. U.K. Oxford, 1967.

Sholten Ft. Role of the Bosphorus in Black Sea chemistry and sedimentation. — In: Black Sea: its geology, chemistry and biology. Tulsa (Okla), 1974.

Trimonis E.S., Shimkus K.M. Grain-size distribution in the sediments of the Black Sea, Leg 42 В of DSDP. - In: Initial Report of DSDP. Wash.: V.S. Gov. print, off., 1978, vol. 42, pt 11.

УДК 551.461.2:551.321. М.Я. ВЕРБИЦКИЙ

ВЛИЯНИЕ АНТАРКТИЧЕСКОГО И ГРЕНЛАНДСКОГО ЛЕДНИКОВЫХ ЩИТОВ НА УРОВЕНЬ МИРОВОГО ОКЕАНА

(численный эксперимент)

Появившиеся в последнее время прогнозы повышения уровня Мирово­го океана вследствие таяния ледниковых щитов Антарктиды и Гренлан­дии при возможном потеплении климата [Гросвальд, Котляков, 1978] требуют получения количественных оценок этого процесса.

Качественный анализ вопроса проведен в работах Д.Д. Квасова, [1971, 1976], где указывается, что ледниковые щиты Антарктиды и Гренлан­дии сохранят устойчивое состояние даже при значительном потеплении и начнут распадаться только тогда, когда прекратится образование айс­бергов и объем таяния превысит объем осадков, выпадающих на по­верхность ледников. Это обстоятельство отличает современные круп­ные оледенения, граничащие с морем, от плейстоценовых, значительная часть краевой зоны которых находилась на суше. Приток осадков к поверхности этих ледников уравновешивался исключительно таянием в краевой зоне, и изменения климата приводили к существенным ко­лебаниям размеров ледниковых покровов.

При построении математической модели приняты некоторые допуще­ния. Предполагается, что стационарный ледниковый покров растекается по плоскому основанию произвольной формы. Айсберги образуются в бесконечно малой окрестности края. Это условие позволяет считать размеры оледенения заданными (очертания материка), пока потепле­ние не уменьшит айсберговый сток до нуля. Заданы также распределе­ния осадков и температуры на поверхности ледника и геотермальный поток. Требуется определить объем ледникового щита. При такой пос­тановке задачи система уравнений, описывающая термогидродинами-

120

ческий режим ледникового покрова, в прямоугольных декартовых коор­динатах имеет следующий вид [Григорян, Шумский, 1975] : уравнение неразрывности

ъи ЭУ ъм

— .+ —+— =0. (1)

Эх Эх Ъг

где U, V, W — проекции вектора скорости на оси координат. Начало ко­ординат находится в плоскости основания, ось z направлена вертикально

вверх,

уравнение баланса массы на поверхности

Э/7 Э/7

UH— + Vh—-Wh=a, (2)

Эх Эх

здесь /7 — ордината поверхности; Uh, Vh, Wh — значения составляющих вектора скорости на поверхности;

а = bl - Ь2; (3)

Ь^ — функция распределения осадков на поверхности ледника;

Ь-2 — функция, описывающая распределение таяния на поверхности ледника;

t>i = (7-л+9,5)3 мм/год; 7"л — средняя температура летних Меся­цев [Ходаков, 1965],

уравнение теплопроводности

97" ЭГ ЭГ Э2Г 1

U— + V— + W— = k----- + -

Эх Эх 9z 9z2

рс

ъи_

Ъг

ЪУ

(4)

где Т — абсолютная температура; k — температуропроводность льда; р - плотность льда; с — удельная теплоемкость льда; rxz, ryz — каса­тельные напряжения, уравнения движения

1 ъи

~ Т1 = K(T2XZ+ Т22)П2 T*zeXP|-K

2 oz

1 91/

- — =K(r2xz+T2yz) 2

2 oz

ЪГ1 TXZ = -pg(h-z) —,

Эх

Э/7

Tyz = -pg(h-z) — . Эх

(5) (6) (7) (8)

Здесь К, п, к — реологические параметры; Т0 — абсолютная температура плавления льда; д — ускорение свободного падения.

Система уравнений (1)-(8) решается со следующими граничными условиями:

Л = 0 при y='ip (х), (9)

где функция lp (x) описывает форму основания ледника,

U=0, V =0 при г =0. ПО)

121

Это условие принимается в предположении отсутствия скольжения льда по основанию, что может не выполняться, если температура льда у ложа достигнет значения температуры плавления. Однако вследствие недо­статочной изученности процессов трения льда о ложе представляется преждевременным использовать более точные соотношения. Кроме то­го, как показывают расчеты, температура у ложа достигает точки плав­ления в центральных областях, где влияние скольжения льда на термо­гидродинамический режим не столь существенно:

Т = Th при z = h, (ц)

где Th - температура нижней границы деятельного слоя ледникового щита;

Э7--X— =Q при z = 0, если Т<Т0; (12)

Q — геотермальный поток, X = kpc.

Если температура у основания достигает значения 7"0, то условие (12) заменяется на следующее:

ЭГ

Т = Т0 приг=0; -Л — = Q + vpW0, (13)

Эг

где W0 - скорость таяния льда у ложа; v - удельная теплота плавле­ния льда.

Уравнение (1) интегрируется по вертикали с учетом граничных усло­вий (10) и подставляется в формулу (2) вместе со значениями скорос­тей U и V, получаемыми из уравнений динамики (5) — (8). Эта подста­новка дает эллиптическое уравнение для искомой функции h, если зна­чение реологического параметра п принять равным 1, что соответствует реальным значениям этого параметра для крупных равнинных леднико­вых покровов [Шумский, 1975]. Полученное уравнение решается чис­ленно методом сеток, причем производные от h заменяются разностя­ми, а система разностных уравнений решается итерациями по Зейделю с верхней релаксацией.

Решение динамической части задачи итерируется с решением урав­нения теплопроводности (4) , приведенного к дивергентной форме и проинтегрированного по вертикали с учетом граничных условий (10)-(13). Вертикальная структура поля температуры при этом аппроксими­руется параболой.

Объем ледникового щита связан с h очевидным соотношением

Объемы ледникового щита и изменение уровня океана
1   ...   4   5   6   7   8   9   10   11   ...   16


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