Читать онлайн «Геология океана: загадки, гипотезы, открытия». Страница 42

Можно предположить, что поглощение океанической коры в зоне Беньофа протекает лишь при наличии перед фронтом активной континентальной окраины (или островной дуги) спредингового хребта, где продолжается воспроизводство коры океана. Другими словами, для субдукции необходимо встречное движение: с одной стороны, коры океана, выдвигающейся в спрединговом конвейере, с другой — континента, находящегося на краю более молодой литосферной плиты. Встречное движение приводит к появлению гигантской структуры скола: более пластичная и менее мощная пластина (океаническая) погружается под более массивную и жесткую (континентальную).

Если же в океане отсутствует срединно-океанический рифт, иначе говоря, останавливается спрединговый конвейер, то сжатия на границе континентального и океанического блоков способствуют взламыванию хрупкой коры океана и ее выдавливанию в виде нескольких чешуй на континентальную окраину или островную дугу. Таким образом, обдукция имеет место лишь на этапе исчезновения, захлопывания древнего океана, когда он уже, по существу, «мертв», так как воспроизводство океанической коры в нем прекратилось.

Если эти рассуждения правильны, то в восточном рукаве океана Тетис в период схождения Афро-Аравийского и Евразийского континентальных блоков уже прекратился спрединг океанского дна. Однако за обдукцией Оманского офиолита последовало вскоре новое раскрытие океана и, видимо, снова возник рифт, где начала формироваться молодая океаническая кора. Этот рифт, вероятно, существовал до последних дней океана Тетис, кора которого погружалась и расплавлялась в субдукционных зонах Загроса, Малого Кавказа и других районов между Евразией и Африкой.

Реликты древнего дна океана могут сохраниться и в виде так называемых мантийных окон. Под ними понимаются участки, целиком сложенные офиолитами. И хотя они находятся в аллохтонном залегании, т. е. были сорваны со своего первоначального места, тем не менее образуют единый блок. По существу, в этих окнах на поверхность выступают породы мантии, некогда прикрытые тонкой пленкой океанической коры. Речь идет о дислоцированном и смятом дне океанических впадин, зажатом между реликтами вулканических островных дуг и древним краем континента.

Мантийные окна, таким образом, характерны для сложнопостроенных зон перехода от материка к океану и обычно являются рудиментами исчезнувших окраинных морей. Участки подобного строения были описаны С. М. Тильманом на северо-востоке СССР. По-видимому, это наименее измененные блоки коры океанического типа, которые мы находим на континенте после исчезновения окраинных котловинных морей. Подобные же «окна» обнаруживаются и на месте древних океанов в тех зонах, где по каким-либо причинам напряжения, вызванные всеобщим сжатием, на ряде участков оказались рассеянными. Поэтому коровые и подкоровые массы вещества, слагавшие дно океана, не были выдавлены и перемяты, а лишь сорваны со своих мантийных корней.

Становится очевидным, что, несмотря на хрупкость и неустойчивость во времени океанической коры, ее фрагменты удается обнаружить в пределах древних континентальных окраин, ныне впаянных в материковые мегаблоки. Следами существования океана являются реликты его древнего ложа, а также парагенезы пород, выделяемые в качестве геологических формаций. Среди них лучше сохраняются осадочные формации древних окраин континентов. Изучая их, можно узнать об этапах развития океанов, давно исчезнувших с лица Земли.

Вдоль многих побережий видны выровненные площадки, которые, как показывают палеогеографические исследования, сложены морскими рыхлыми осадками с возрастом от нескольких тысяч до нескольких сот тысяч лет. Это так называемые морские террасы — неразмытые участки древней литорали и сублиторали. Они остались от эпох более высокого в сравнении с современным уровня стояния океанских вод. Наиболее широко распространены площадки, сформировавшиеся во время последней, фландрской трансгрессии моря, начавшейся 6—7 тыс. лет и завершившейся около 3 тыс. лет назад. Уровень океана в это время был на 3—6 м выше нынешнего.

Соответственно при исследованиях дна в прибрежной части шельфа нередко обнаруживаются подводные террасы или уступы, сложенные выходами коренных пород. И те и другие обозначают положение древней береговой линии в эпохи понижений уровня океана. При бурении в мелководной части Атлантического шельфа США на глубинах 50—60 м под слоем голоценовых осадков были выявлены пласты торфа и бурых углей, а в диапазоне глубин 60—100 м в районе мыса Хаттерас зафиксированы остатки древних бичроков и пляжей, которые возникли в этой части шельфа в различные эпохи плейстоцена.

Чем же были вызваны в плейстоцене столь значительные колебания уровня океана? Ответ на этот вопрос знают, пожалуй, сейчас даже школьники старших классов. Резкое падение уровня океана было связано с широким развитием материкового оледенения, когда огромные массы воды оказались изъятыми из океана и сконцентрировались в виде льда в высоких широтах планеты. Отсюда ледники медленно расползались в направлении средних широт в северном полушарии по суше, в южном — по морю в форме ледовых полей, перекрывавших шельф Антарктиды.

Известно, что в плейстоцене, продолжительность которого исчисляется в 1 млн лет, выделяются три фазы оледенения, называемые в Европе миндельской, рисской и вюрмской. Каждая из них длилась от 40—50 тыс. до 100—200 тыс. лет. Они были разделены межледниковыми эпохами, когда климат на Земле заметно теплел, приближаясь к современному. В отдельные эпизоды он становился даже на 2—3° теплее, что приводило к быстрому таянию льдов и освобождению от них огромных пространств на суше и в океане. Подобные резкие изменения климата сопровождались не менее резкими колебаниями уровня океана. В эпохи максимального оледенения он понижался, как уже говорилось, на 90—110 м, а в межледниковья повышался до отметки +10...+20 м к нынешнему.

Осознание чисто геологических последствий этого стало возможным лишь тогда, когда началось активное изучение дна океанов и континентальных окраин. Выяснилось, например, что выдвижение берега к кромке шельфа при снижении уровня круто меняло характер осадконакопления не только на самом шельфе, но и в прилегающих глубоководных районах, прежде всего за счет оживления гравитационных процессов на континентальном и островных склонах. Действительно, дельты и эстуарии рек оказывались в непосредственной близости от края шельфа. Нефелоидные потоки эродировали дно в направлении склона и в его верхней половине, создавая систему подводных русел и ложбин. Значительная часть терригенного материала, который в настоящее время аккумулируется в речных дельтах или разносится течениями и волнами вдоль берегов, при низком уровне океана сгружалась непосредственно на континентальный склон или накапливалась близ кромки шельфа. Огромные скорости седиментации в этой части окраин порождали гравитационную нестабильность: оползание огромных масс неуплотненных осадков, течение полужидких илов, но главное — сход мощных подводных лавин, переносивших на континентальное подножие избыточные массы материала. Эти лавины, двигавшиеся по естественным углублениям дна, эродировали его, прорывая подводные каньоны. В высоких широтах по некоторым из них спускались подводные языки ледников, которые выпахивали широкие троги. Вершины каньонов быстро приближались к устьям рек или проток, связывавших береговые лагуны и приливно-отливные равнины с морем. Осадочный материал теперь уже вообще не задерживался на шельфе и сбрасывался по каньонам вниз, где быстро разрастались подводные конусы выноса.

Как показали исследования донных осадков на континентальных окраинах и в абиссальных котловинах, с длительными понижениями уровня океана было связано оживление придонной и поверхностной циркуляции, а значит, и таких процессов, как подъем глубинных вод и эрозия дна на обширных участках. Плейстоцен оказался временем обширных перерывов в осадконакоплении, причем эрозия на одних участках дна сочеталась с аккумуляцией осадочного материала на других. Помимо глубоководных конусов, формировались другие насыпные образования, например валы, сложенные контуритами.

Значительные перемещения границ климатических зон в плейстоцене нашли отражение в широкой фациальной изменчивости осадков. Действительно, в разрезах континентальных окраин терригенные отложения часто сменяются карбонатными и кремнистыми, а во внутренних морях — сапропелями и даже солями. В открытых областях океана менялись скорости роста железомарганцевых конкреций.

Плейстоцен — не единственный период, на протяжении которого происходили значительные колебания уровня океана. По существу, ими отмечены почти все геологические эпохи в истории Земли. Уровень океана был одним из самых нестабильных геологических факторов. Причем об этом было известно довольно давно. Ведь представления о трансгрессиях и регрессиях моря разработаны еще в XIX в. Да и как могло быть иначе, если во многих разрезах осадочных пород на платформах и в горно-складчатых областях явно континентальные осадки сменяются морскими и наоборот. О трансгрессии моря судили по появлению остатков морских организмов в породах, а о регрессии — по их исчезновению или появлению углей, солей или красноцветов. Изучая состав фаунистических и флористических комплексов, определяли (и определяют до сих пор), откуда приходило море. Обилие теплолюбивых форм указывало на вторжение вод из низких широт, преобладание бореальных организмов говорило о трансгрессии из высоких широт.