| ||
|
|
|
Многочисленные приемы восстановления колебаний уровня Мирового океана привели к не всегда сопоставимым выводам о времени и амплитудах этих колебаний. Предлагаемая реконструкция основана на анализе наиболее показательных форм фораминифер, остракод и моллюсков из бентосных комплексов, приуроченных к позднекайнозойской толще, развитой на палеошельфе Арктического бассейна. Миграционная по своей природе шельфовая фауна остро реагировала на все сколько-нибудь заметные изменения гидрологических обстановок палеобассейнов и в первую очередь на те из них, которые были связаны с перестройкой донных (океанических) течений и с изменениями глубин. Те и другие в какой-то мере отражали неоднократные колебания уровня Мирового океана и арктических морей. В задачу настоящей работы входит восстановление условных уровней арктических морей на протяжении последних 2 млн. лет и определение роли колебаний уровня Мирового океана, для чего используется не только биогеографический, но и другие методы. Определение направления миграций, в связи с недостаточной палеонтологической и палеобиогеографической изученностью комплексов, может базироваться на небольшом числе фораминифер, остракод и моллюсков. На рис. 2 показано распространение выходцев из Атлантики (атлантический элемент) и Тихого океана (тихоокеанский элемент), а также аборигенов Северного Ледовитого океана (североокеанский элемент) на каждом этапе трансгрессии. Сопоставление этапов приведено по данным О.В. Суздальского [1971]. Состав разновозрастных комплексов позволяет судить об изменениях гидрологического режима палеобассейнов. Отказавшись от принятого в некоторых работах подразделения животных (и комплексов) на низко-, высокобореальные, низкоарктические и т.п., для восстановления температурного режима авторы избрали немногочисленные показательные формы. Часть из них дает возможность судить об одном из главных для развития жизни факторов - летней температуре придонной воды (табл. 1). При определении температурного режима учтено присутствие североокеанского элемента. О древнем - миоценовом - североокеанском элементе можно судить по фауне, известной на р. Картер-Крик (Аляска). Среди фораминифер в ней встречены показательные Protelphidium ustulatum Todd, Angulogerina fluens Todd и др. [Todd, 1957]. Наиболее существенным выводом из таблицы является вывод об отсутствии сплошного ледового покрова, во всяком случае во время I и IV трансгрессий, а возможно, и во время II + III трансгрессий. Глубина проникновения бентосных организмов на палеошельфы, исчисляемая временами сотнями километров, и температурный: режим бассейнов позволяют считать, что обмен океанических водных масс и вторжение теплых течений в прошлом был значительно интенсивнее, чем в настоящее время. Океанические воды поступали на палеошельфы в результате их затопления при повышении условного уровня моря (условные уровни палеобассейнов отсчитаны от уровня современного Мирового океана). Таблица 1 Летние температуры позднекайнозойских арктических палеобассейнов по показательным формам фораминифер, остракод и моллюсков
Одним из критериев оценки условных уровней палеобассейнов является высотное положение ископаемых комплексов морского бентоса на приморских равнинах (табл. 2). С этой же целью в таблице приведены глубины обитания комплексов, что позволяет более точно восстановить уровни и констатировать их общее повышение с конца среднего плиоцена до начала позднего плейстоцена и последующее общее понижение. Наиболее ранние миграции, относимые к позднему миоцену, обусловили обмен атлантических и тихоокеанских фаун и главным образом проникновение в Тихий океан форм североокеанского происхождения. Однако этот этап не запечатлелся на шельфах арктической Евразии. Расселение проходило скорее всего по северной окраине - материковой ступени, возможно даже в границах нынешней Арктической впадины. Широкие связи Атлантического и Тихоокеанского бассейнов в максимальную фазу I ритма трансгрессии (первая половина позднего плиоцена - колвинская, устьсоленинская трансгрессии) свидетельствуют об отсутствии перемычек в районах современного Североатлантического порога и Берингова пролива. Учитывая сравнительно невысокий уровень палеобассейнов того времени, можно полагать, что возникновение этих барьеров относится к более поздним этапам развития Северного Ледовитого океана. Сокращение ареалов расселения тихоокеанских элементов в следующем трансгрессивном этапе (конец позднего плиоцена - ранний плейстоцен, роговская, кочоская трансгрессия), более широкое распространение североокеанских мигрантов при более высоком уровне II + III ритмов трансгрессии свидетельствует о возникновении неполной преграды в районе Полярного Урала - Пай-Хоя - Новой Земли. Позднее влияние тихоокеанских вод в акватории Северного Ледовитого океана прекращается полностью, хотя связь между акваториями, судя по миграции атлантических форм в Тихий океан, сохраняется до середины позднего плейстоцена.
Таблица 2 Условные уровни шельфовых палеобассейнов по биофациальным данным (Западная Сибирь)
Если восстановление уровней трансгрессивных этапов в большой мере основывается на распространении и составе бентосных комплексов, то уровни регрессивных этапов фиксируются глубиной вреза долин. Вскрытые скважинами на окраине суши, древние долины с типичными для равнинных рек уклонами уходят на север, в область современного шельфа. Это позволяет с достаточной уверенностью определить пространственное и высотное положение их тальвегов в устьях и соответствующие уровни палеобассейнов во время регрессий. В предшествовавший трансгрессиям денудационный этап образовались долины с отметками тальвегов в южной части п-ова Ямал и на р. Турухане -260 м, на р. Енисее у г. Дудинки -300 м. Даже приняв минимальное падение прарек, следует констатировать дополнительно углубление тальвегов у внешнего края шельфа (на расстоянии около 1000 км) приблизительно на 60 м. Приняв глубины рек в приустьевых частях равными 40 м, получаем условный уровень Карского палеобассейна в миоцене: -260 м + (-60 м) + 40 м = - 280 м. В табл. 3 приведены средние уклоны некоторых прарек Западной Сибири. Но следует иметь в виду условность глубин долин (по отношению к современному нулю), сохранение очертаний материковой ступени с начала неогена. Так, например, если устья прарек располагались севернее, то условный уровень моря должен оказаться ниже, а если в районе северного окончания Новой Земли, то метров на 30 выше.
Таблица 3 Средние уклоны прарек Карского палеошельфа в миоцене
Таблица 4 Условные уровни шельфовых палеобассейнов в регрессивные этапы
Полученные таким способом условные уровни Карского палеобассейна для регрессивных этапов первых четырех ритмов сведены в табл. 4. Определение уровня регрессивного этапа II ритма основано на появлении в разрезах мелководных песчаных отложений с обедненными комплексами морской фауны. Приводимые многими исследователями данные о крайне низком стоянии уровня моря (и океана) около 18-20 тыс. лет тому назад [Currey, 1961 и др.], по мнению Н.Г. Загорской и О.В. Суздальского, сильно преувеличены. В это время условный уровень располагался, вероятно, не на -200-215 м, а всего на -40 м.
Таблица 5 Сопоставление колебаний условного уровня Карского палеобассейна с крупными колебаниями уровня океана
Проведенный анализ различных сторон палеогеографической обстановки является основой для составления общей кривой колебания условного уровня палеобассейнов, которые были развиты на Карском шельфе и палеошельфе, начиная со среднего плиоцена. В табл. 5 эти данные сопоставлены с кривой колебания уровня океана, приведенной Г.У. Линдбергом [1972]. С кривой сняты высоты уровня, а временные этапы трансгрессий и регрессий приведены к единству согласно межрегиональным корреляциям О.В. Суздальского [1970] с некоторыми дополнениями I по новым материалам. Однако в полной справедливости таких сопоставлений уверенности нет. В первую очередь обращает внимание сопоставление Г.У. Линдбергом 180-метровой трансгрессии с акчагылом, то есть с трансгрессивным этапом ритма схемы, приведенной авторами данной статьи. С другой стороны, Г.У. Линдберг упоминает широко распространенный 180-метровый уровень, относящийся к трансгрессивным этапам II и III ритмов. Видимо, последнее должно учитываться в первую очередь, что вызывает необходимость еще большего удревнения толщи, относимой геологами СО АН СССР к среднему плейстоцену. Не согласуются также уровни предказанцевской регрессии и регрессии, последовавшей после казанцевского трансгрессивного этапа. Наконец, количество трансгрессивных этапов резко различно: Г.У. Линдберг отмечает 2, а авторы данной работы - 5, не считая фландрской трансгрессии. Вероятно, это разногласие может быть объяснено учетом Г.У. Линдбергом только крупных I колебаний уровня океана. Выделенная сравнительно недавно трансгрессия I ритма могла быть не учтена; к тому же на некоторых палеошельфах она носила характер ингрессии. Не менее существенно и то обстоятельство, что намеченные для Карского палеобассейна трансгрессивные этапы могли получить иное выражение в других палеобассейнах. Подойти к решению этого вопроса можно только проанализировав роль колебания уровня Мирового океана в трансгрессиях на Карский палеошельф. Сделанные ранее расчеты показали, что подъем уровня Мирового океана во время устьсоленинской трансгрессии (этап IT) составлял 2,2 м, во время кочоской (IIТ) -3,2 м, казанцевской (IVT) -0,3 м и каргинской (VT) -0,07 м. На этом основании был сделан вывод о тектонической природе трансгрессий, связанных с пульсационным режимом новейших движений в области материковой ступени. Скорости поднятий и опусканий оказались даже значительно меньшими, чем установленные для Балтийского палеобассейна и дна Мирового океана. Понятно, что абсолютные величины амплитуд движений материковой ступени не оставались неизменными в пределах всего севера Евразии. Региональные материалы свидетельствуют о наибольшей тектонической активности именно Карского шельфа и палеошельфа, которая подчеркивается еще большей активностью уральско-новоземельских, таймырских и центральносибирских структур. Несколько меньшие, но близкие амплитуды движений в восточной части Баренцевоморского шельфа и палеошельфа обусловили сходство истории этих двух регионов. К востоку от устья р. Хатанги материковая ступень была менее подвижна, с чем связаны несколько меньшие колебания условного уровня приуроченных к ней палеобассейнов. Интенсивные движения характеризовали Чукотско-Аляскинский регион, история которого более схожа с Баренцевским и Карским, нежели с Лаптевским и Восточно-Сибирским. Дальнейшие исследования должны привести к получению числовых характеристик поэтапного изменения условного уровня каждого палеобассейна на протяжении неогена и плейстоцена.
ЛИТЕРАТУРА Линдберг Г.У. Крупные колебания уровня океана в четвертичный период. Л., «Наука», 1972. 548 с. Суздальский О.В. Сопоставление антропогеновых трансгрессий севера Евразии. - В сб.: Корреляция новейших отложений севера Евразии. Л., изд. ГО СССР, 1970, с. 28-34. Суздальский О.В. Субширотная корреляция новейших отложений севера Евразии. - В сб.: Проблема корреляции новейших отложений севера Евразии. Л., изд. ГО СССР, 1971, с. 72-73. Curray J.R. Late Quaternary sea level: a discussion. - Bull. Soc. Amer., 1961, 72, p. 41-67. Todd R. Foraminifera from Carter Creek, Northeastern Alaska. - Geol. Surv. Prof. Papers, 294-F, 1957, p. 37-51.
|
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Ссылка на статью:
Суздальский О.В., Слободин В.Я., Лев О.М. Реконструкция уровней арктических палеобассейнов на основе анализа комплексов бентосных организмов // Колебания уровня мирового океана в плейстоцене. Л.: 1975. С. 43-48. |
