Обзор изменений уровня моря в голоценн
Изменения уровня моря могут быть обусловлены различными причинами. Их подробно рассмотрел и проанализировал А.О. Селиванов [1996], в работе которого приведён и подробный список литературы по проблеме.
Упрощая классификацию причин изменения уровня, приводимую А.О. Селивановым, наиболее значимые причины можно свести к двум главным источникам: изменению климата и тектоническим воздействиям.Наиболее очевидной климатической причиной является концентрация воды в ледниках при оледенениях и поступление в океан талых вод при дегляциации. Для рассматриваемого нами интервала времени решающее значение имело таяние ледников последнего оледенения. Как показали исследования разных авторов, уровень мирового океана быстро реагировал на этот процесс, и скорость подъёма уровня океана зависела практически лишь от режима дегляциации. Суммарная амплитуда послеледникового подъёма оценивается величинами 120 ± 50 м [Природные условия..., 1986; Селиванов, 1996], причём большинство оценок, полученных разными методами, находится в интервале значений 100-130 м.
Прямая корреляция между подъёмом уровня моря в поздне- и послеледниковое время, установленным по высотам рифовых террас на о-ве Барбадос, и интенсивностью поступления в океан талых ледниковых вод (рис. 7) показывает, что таяние ледников - главный фактор подъёма уровня моря [Селиванов, 1996]. Вместе с тем этот подъём является интегральным эффектов, зависящим, помимо поступления талых вод, от косвенных последствий дегляциации - гля- циоизостатических и гидроизостатических движений литосферы, изменяющих фигуру Земли. Дело в том, что наращивание ледникового щита приводит к изо- статическому погружению покрываемой им земной поверхности. Из-за изгиб- ной прочности литосферы прогибание распространяется несколько шире собственно ледниковой области. Избыток веса вызывает отток глубинных масс в стороны, из-за чего вокруг ледникового щита должен возникать изостатиче- ский вал «выпирания».
Существование такого вала в конце плейстоцена было выявлено на севере Русской плиты, причём в процессе дегляциации вал мигрировал к северу [Былинский, 1979].
Рис. 7. Сопоставление скорости изменения уровня океана на о-ве Барбадос (а) и интенсивности поступления в океан талых ледниковых вод (б) в конце плейстоцена и голоцене [Селиванов, 1996]
Fig. 7. Correlation of rates of the oceanic level changes in the Barbados island (a) and rates of entering of the melted waters into the ocean (6) in the end of Pleistocene and Holocene [Селиванов, 1996]
При дегляциации и позднее происходит обратный процесс - гляциоизо- статическое воздымание прежнего ледникового щита. На большей части территории Восточной Ойкумены покровные оледенения в плейстоцене отсутствовали. Исключение представляет территория Тибета, где гляциоизостатиче- ские движения могли вносить вклад в неравномерность четвертичного тектонического воздымания [Li Jijiun, 1991], хотя масштабы четвертичных оледенений Тибета являются предметом дискуссии [Momer, 1991]. Во всяком случае, связываемые с ними гляциоизостатические движения не могли прямо повлиять на изменения уровня океана, поскольку не достигали побережий. Поэтому на изменения уровня моря в Восточной Ойкумене оказывали влияние лишь косвенные последствия гляциоизостазии. Во-первых, происходило некоторое повышение уровня мирового океана из-за сокращения его площади при гляциоизостатиче- ском подъёме приполярных территорий. Во-вторых, аккумуляция и деградация ледниковых щитов в полярных широтах и соответствующее гляциоизостатиче- ское перемещение горных масс деформировало фигуру Земли, изменяя угловую скорость её вращения и величину полярного (сверхгидростатического) сжатия, что изменяло эквипотенциальную поверхность геоида и, соответственно, уровень моря в разных широтах. Впрочем, гляциоизостатическое изменение фигуры Земли приводило к перераспределению водных масс, прежде всего между полярными и экваториальными широтами и в минимальной степени касалось умеренных широт, где находится большая часть Восточной Ойкумены.
Чтобы оценить относительное участие в изменении уровня моря поступления талых вод и изостатических движений, сопоставим скорости обоих процессов. Подъём уровня океана из-за поступления талых вод следует с очень., небольшим запаздыванием за дегляциацией. В эту эпоху скорость подъёма составляет 20 мм/год, а в краткие (сотни лет) стадии разрушения крупных ледниковых щитов может достигать 100 мм/год [Селиванов, 1996]. Гляциоизостатические движения более растянуты во времени. Так, послеледниковое поднятие Фенноскан- дии продолжается до сих пор, и снятие ледовой нагрузки остается недокомпен- сированным. Полная изостатическая компенсация в подобных ситуациях требует тысяч лет, а в условиях столь высоковязких пород, какие слагают литосферу Фенноскандинавского (Балтийского) щита, возможно, вообще не достигается. Как бы то ни было, с наибольшей скоростью (> 100 мм/год) послеледниковое гляциоизостатическое поднятие происходило в течение примерно 1000 лет с момента снятия ледовой нагрузки. Общая амплитуда потенциального воздымания, рассчитанная по предполагаемой мощности стаявшего льда, оценена в 800 м [Momer, 1979], но пока она далеко не достигла этой величины.
Таким образом, оба рассмотренных источника подъёма уровня мирового океана проявляются с наибольшими скоростями непосредственно вслед за дегляциацией. Но режимы изменения скоростей процессов несколько различаются, обусловливая особенности изменения уровня моря в отдельных регионах. Так, возле г. Хельсинки за первые два тясячелетия голоцена уровень моря понизился из-за гляциоизостазии на 30 м. Затем интенсивность процесса понизилась, а поступление талых вод продолжалось из-за дегляциации в других регионах. В итоге, в последующие две тысячи лет установилось равновесие между эв- статическим подъёмом океана и локальным гляциоизостатическим поднятием.
Среди тектонических факторов изменения уровня моря, сказывающихся на общем уровне мирового океана, наибольшее значение имеют вертикальные движения обширных территорий и изменение различий среднего гипсометрического уровня поверхности континентальной и океанической литосферы из-за изменения их термодинамических параметров.
Такие изменения имели место в истории Земли [Трифонов, 1990(a)], но скорости их существенно уступали скоростям изменения уровня моря при смене ледниковых и межледниковых эпох. Столь же невелики и скорости вертикальных движений крупных структур земной коры, обычно не превышающие в подвижных поясах миллиметров, а в платформенных областях - долей миллиметра в год.Вклад быстрых перемещений отдельных блоков при катастрофических землетрясениях мало сказывался на уровне мирового океана, поскольку лишь в редких случаях вертикальная компонента таких перемещений достигала нескольких метров, а охваченная ими площадь - 104-^105км2. Ещё меньше воздействие на уровень мирового океана вулканотектонических вертикальных движений типа поднятий и опусканий Сольфатары. Вместе с тем указанные явления могли существенно изменять локальный уровень моря, нередко со значительным ущербом для обитателей (см. раздел 2.5.1). Добавим к этому, что приведённые оценки скоростей и масштабов современных вертикальных движений относятся к континентам и отчасти к шельфу, тогда как на дне океана, например, в рифтовых системах, они могут быть больше.
Что же касается других факторов изменения уровня мирового океана, таких как приток ювенильных вод и удаление паров воды или их элементарных компонент в космическое пространство, заполнение океанических впадин осадочным и вулканических материалом, водообмен с резервуарами подземных вод и связанными водами земной коры, эндогенные источники изменения формы геоида, то они способны вызывать эвстатические изменения лишь в течение геологически длительных отрезков времени [Селиванов, 1996]. За последние 30 тыс. лет их вклад невелик, как невелико и влияние таких факторов, как изменение солености и температуры воды и колебание её запасов в бессточных озёрах суши.
Таким образом, фактором, обеспечившим наиболее быстрые изменения уровня мирового океана в поздне- и послеледниковое время, была дегляциация. Она приводила к подъёму уровня океана как непосредственно из-за поступления талых вод, так и косвенно благодаря гляциоизостатическим эффектам.
Эв- статический подъём ослаблялся гидроизостатической компенсацией дополнительной водной нагрузки. Различия реологических свойств литосферы могли сказаться на скорости компенсационного опускания того или иного региона. Теоретически компенсация могла достигать 30% притока воды, но, как и в процессах гляциоизостизии, она, скорее всего, полностью не достигалась.Для дальнейших сопоставлений принципиальное значение имеет время наиболее интенсивного послеледникового подъёма уровня мирового океана. На ос-
Рис. 8. Кривые изменений уровня моря в голоцене [Селиванов, 1996]: а - Японское море, материковое побережье; б - Жёлтое море, Шаньдунский п-ов; в - осредненный глобальный уровень океана [Newman et al., 1981]
Fig. 8. Curves of the sea level changes in Holocene [Селиванов, 1996]: a - Japan Sea, continental coast; б- Yellow Sea, Shandun peninsula; в - average global oceanic level [Newman et al., 1981]
нове изучения истории дегляциации Фенноскандии и Северной Америки можно было бы ожидать, что такой подъём происходил в самом конце плейстоцена, когда имело место наиболее интенсивное отступание и исчезновение большинства ледников. На рис. 7 действительно выделяется пик скорости подъёма в середине X тыс. до н.э. Но наряду с ним выявлен второй пик с максимальными скоростями около 7 тыс. лет до н.э., продолжавшийся со спадавшей скоростью до середины V тыс. до н.э.
В течение атлантического оптимума уровень мирового океана продолжал с замедлением повышаться и более или менее стабилизировался лишь во второй половине IV тыс. до н.э., когда скорость подъёма понизилась до 1 мм/год и стала соизмеримой со скоростями вертикальных движений и осадконакопления в крупных структурах подвижных поясов. В это время уровень мирового океана достиг максимальных для голоцена отметок, что иллюстрируется (рис. 8) кривыми изменений уровня побережий Японского и Желтого морей [Селиванов, 1996], уровня Средиземного моря, по данным изучения сталактитов в пещерах Италии [Piazzano, 1997] (хотя там на эвстатические изменения могли накладываться тектонические движения) и, наконец, усреднённого глобального уровня в течение последних 6 тыс.
лет [Newman et al., 1980]. Изучение побережий Японского и Охотского морей приводит к выводу, что в атлантический оптимум их уровень был на 2-3 м выше современного [Изменение..., 1999]. Продолжение быстрого подъёма уровня мирового океана до начала IV тыс. до н.э. лишь отчасти может объясняться тем, что дегляциация Канады закончилась только к началу V тыс. до н.э. Предполагается, что 6-7 тыс. лет назад произошло быстрое разрушение части ледников Западной Антарктиды [Hughes, 1987].После стабилизации уровня мирового океана в IV тыс. до н.э. отмечаются небольшие (до первых метров) его вариации. Согласно А.О. Селиванову [1996], трансгрессии имели место приблизительно 3,5-3 тыс. лет до н.э., 1,8-1,4 тыс. лет до н.э., в I-IV вв. н.э. и XVIII-XX вв. Они отчасти совпадают с эпохами относительного потепления (см. выше) и могут быть обусловлены изменением объёма ледников, прежде всего Антарктиды и Гренландии.