- •Палеоклимат океана и история развития системы водной циркуляции
- •52. Изменение температуры вод экваториальной части
- •54. Изменение разницы в температурах поверхностных и придонных вод экваториальной зоны (а) и разницы в температурах поверхностных вод экваториа льн ой и приантарктической зон (6)
- •4. Преобладание в осадке тепло-или холоднолюбивых планктонных организмов можно использовать для реконструкции теплых и холодных поверхностных течений прошлых эпох.
- •57. Схема важнейших течений
- •58. Схема поверхностной циркуляции для раннего мела (1), середины мела (2) и конца позднего мела (3), по Гордону
58. Схема поверхностной циркуляции для раннего мела (1), середины мела (2) и конца позднего мела (3), по Гордону
анами. Полностью пролив был перекрыт в плиоцене.
В пределах обширных территорий Центральной Азии, южной части Европы и Северной Африки в меловое время формировались морские отложения с фауной, близкой фауне тропической части Тихого океана.
В приполярных районах океана развивались сообщества морских организмов, отличных от экваториальных и, видимо, связанных с течениями восточных направлений.
Системы экваториальных и приполярных течений образовывали крупные океанские круговороты вод, аналогичные современным.
Теплые воды у западных побережий океанов направлялись к северу и югу от экватора, а у восточных побережий, наоборот, холодные приполярные воды устремлялись в сторону экватора. Скелетные остатки меловых тепловодных организмов у западных побережий океанов распространялись значительно дальше от экватора, нежели у восточных побережий.
В приполярных районах направленные на восток течения являлись преимущественно компенсирующими приток вод к западному побережью в экваториальных зонах. Такие мощные генераторы полярных течений, каким, например, в настоящее время является ледниковый щит в Антарктиде, тогда не существовали.
В. Гордон сохраняет на своих реконструкциях единое течение западных ветров в южном полушарии. Однако это не совсем соответствует геологическим данным: в меловое время были соединены не только Австралия и Антарктида, континентальный мост существовал также между Антарктидой и Южной Америкой. В северном полушарии водообмен между Тихим, Атлантическим и Северным Ледовитым океанами также отсутствовал.
В течение палеогена характер поверхностных течений был сходным с позднемезозойским. Подтверждение этому можно найти на реконструкциях эоценовых и олигоцено-вых поверхностных течений, выполненных нами для Тихого океана (рис. 59, 60).
В неогене в связи с новейшими тектоническими движениями изменилась конфигурация берегов. На пути циркумэкваториального течения возникли континентальные мосты и одновременно появилась связь между океанами вдоль Антарктиды. Это привело к некоторому изменению характера поверхностной циркуляции (рис. 61, 62). В связи с резким похолоданием климата и началом покровного оледенения усилилась атмосферная циркуляция. Можно полагать, что и поверхностные течения также приобрели большие скорости. Практически именно в начале, неогена формируется система циркуляции океана, которую мы наблюдаем и в настоящее время (рис. 63). Изучение механизма современного осадочного процесса помогло найти индикаторы, на осно-
вании которых можно также реконструировать систему придонной циркуляции в геологическом прошлом. Придонные водные массы образуются в основном в высоких широтах за счет опускания тяжелых вод на глубину. Наибольшим распространением при этом пользуются антарктические придонные воды. Они оказывают существенное влияние на процессы осадкообразования, прежде всего на формирование перерывов в осадконакоплении.
Широко распространено среди геологов мнение о том, что перерывы в морском и океанском осадконакоплении образуются в результате выхода на поверхность участка дна. Однако изучение океанского осадкообразования показало, что в современном океане практически на всех глубинах можно встретить участки дна, на которых современные донные осадки не накапливаются.
Перерывы в осадконакоплении могут быть подразделены на три группы. Первая группа перерывов формируется на мелководье в условиях интенсивной волновой деятельности, где поступающий осадочный материал либо накапливается в отдельных понижениях рельефа, либо
сбрасывается в более глубоководные участки океана. При этом перерывы образуются не только потому, что не осаждается осадочный материал, но и ввиду эрозии ранее накопленных осадков и пород на приподнятых участках дна. В прибрежных условиях — это шельфовые участки, а в открытом океане — островные шельфы или подводные горы, вершины которых подняты до глубин волнового воздействия. В последнем случае с данным процессом связано формирование плосковершинных гор — гайотов.
Близки к этой группе и перерывы, формирующиеся в осевых зонах подводных хребтов и поднятий и на вершинах одиночных гор в случае, когда минимальные глубины их залегания значительно больше глубины волнового воздействия. Здесь данную работу выполняют придонные течения. Этот процесс протекает менее интенсивно, чем в мелководных условиях, хотя при низких скоростях осадконакопления он проявляется столь же отчетливо. С поверхности поднятий, хребтов и гор геологические приборы часто приносят осадочные и магматические породы неогена, палеогена, а иногда и верхнего мезозоя.
Перерывы первой группы могут быть местные (отдельные горы и поднятия), региональные (отдельные хребты, протяженные поднятия) и общеокеанические (континентальные шельфы).
Вторая группа перерывов связана с крутыми склонами океанского дна. Их формирование обусловлено накоплением на склонах «критических» масс осадочного материала и катастрофным сбросом его вниз по склону в более глубокие участки океанского дна. При этом образуются мощные суспензионные потоки, которые прорезают на своем пути эрозионные долины и несут по ним
осадочный материал на значительные расстояния от места зарождения.
Перерывы данной группы преимущественно эрозионные. Большинство перерывов приурочено к континентальному склону. Однако они встречены также в рифтовых зонах сре-динно-океанских хребтов, вдоль крупных океанских разломов, а в более древних толщах — вдоль некоторых вулканических хребтов. Чаще всего такие перерывы являются местными, хотя становление крупных тектонических положительных структур (океанских хребтов и поднятий, образование крупных разломов) приводит к одновременному проявлению этих процессов на значительных площадях, формированию региональных перерывов. Перерывы континентальных склонов образуются не совсем одновременно, однако в масштабе геологического времени эти временные различия слишком малы, чтобы считать их разновозрастными. Эти перерывы можно отнести и к общеокеаническим.
Третья группа перерывов связана с глубоководными участками океанского дна, чаще всего прилегающими к подножиям континентальных склонов, океанских хребтов или других подводных поднятий. Образование перерывов данной группы обусловлено прежде всего тем, что в океанах постоянно действуют крупные придонные течения, которые выдерживаются на значительных расстояниях. Направление их движения меняется в зависимости от рельефа дна. Обычно они движутся на глубинах ложа океана (4500—5000 м) и не могут ее резко изменить, ибо для этого требуется затрата значительной энергии. Встречая подводные хребты или достигая подножий континентальных склонов, течения изменяют направления, перемещаясь вдоль положительных форм дон-
ного рельефа. По этой причине донные течения называются контурными.
Величины скоростей донных течений достигают 30 см/сек, но чаще находятся в пределах 5—15 см/сек. В некоторых случаях скорости столь высоки, что даже могут эродировать ранее накопившиеся осадочные образования. В большинстве же случаев донные течения только препятствуют оседанию материала, хотя и эрозия не исключается — она обычно наблюдается в условиях холмистого рельефа на приподнятых участках. В пределах таких зон в составе современных осадков присутствует и материал более древнего возраста, эродированный с соседних холмов (рис. 64).
Перерывы третьей группы имеют общеокеаническое распространение.
В геологической истории океана прекращение или изменение положения их может быть связано с изменением всей системы донной циркуляции или тектоническими процессами, вызывающими перестройку донного рельефа.
Детальное исследование осадков выше и ниже перерыва, изучение их текстурных минералогических и химических особенностей позволяет определить причину возникновения перерыва. На основании этого анализа удается картировать зоны, в которых формируются перерывы разных типов.
Для восстановления системы донных течений в геологическом прошлом особый интерес представляет исследование перерывов третьего типа. Оказалось, что они имели очень широкое распространение на протяжении всей геологической истории океана, хотя максимальное развитие получили в начале палеогена. Это было связано с тем, что поставка в океан осадочного материала, процес-
сы продуцирования биогенного осадочного материала, а следовательно, и скорости накопления его на океанском дне были значительно ниже, чем в неогене и плейстоцене. Условия неосаждения осадочного материала могли развиваться даже при относительно низких скоростях донных течений.
В неогене и плейстоцене, несмотря на резкое усиление как донных течений, так и общей активизации динамики океана, вызванной изменением климата на Земле, встречаемость перерывов третьего типа сокращается. Это обусловлено увеличением поступления в океан осадочного материала в результате новейших тектонических движений и усиления эрозии континентов, активизацией биологических процессов в океане и, как следствие, возрастанием скоростей осадконакопления. Перерывы третьего типа локализуются в областях развития наиболее сильных и выдержанных донных течений.
На основании картирования перерывов третьего типа для Тихого океана мы смогли провести реконструкции донных течений (рис. 50—62) прошлых геологических эпох.
Важно, что на протяжении всего кайнозоя система донной циркуляции практически не испытывала существенных изменений. Возможно только, что скорости течений в палеогене были значительно меньшими, чем в неогене и плейстоцене.
Реконструкции океанской среды в геологическом прошлом — одна из увлекательнейших задач, имеющих не только большое научное, но и практическое значение. Уже достаточно хорошо изучено, при каких условиях в современном океане могут формироваться океанские руды, пригодные для промышленного освоения. Поиски аналогичных древних образований сопряжены с боль-
шими материальными затратами. Поэтому очень важно, чтобы они производились не вслепую, чтобы геологи заранее знали положение более перспективных районов. В этом направлении делаются только первые шаги. Но при современном бурном развитии науки и техники, видимо, уже в ближайшие годы мы сможем характеризовать древний океан, химизм его вод, особенности циркуляции, характер биологических процессов, протекающих в его водной толще, геологические процессы и формирование полезных ископаемых столь же уверенно, как это делается для современного океана.
Для этих целей необходимо участие большого коллектива ученых разных специальностей: геологов, геофизиков, химиков, биологов, математиков и др.
Кроме того, необходима самая широкая кооперация специалистов всех стран, работающих в области океанологии.