Уровенная поверхность Мирового океана и причины ее изменения
М. Г. Деев ,
канд. геогр. наук, старший научный сотрудник кафедры океанологии Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова
Океанское побережье, Сан-Хуан, Пуэрто-Рико.Фото с сайта www.articles.turne.com.ua
Уровнем моря (океана) называется положение поверхности воды, свободное от влия-ния ветровых волн, зыби, прибоя и прочих кратковременных периодических возмущающих факторов, измеряемое от некоторого условного горизонта, принятого в данном месте в качестве отсчетного. Поэтому, в узком смысле, уровень моря есть высота спокойной поверхности воды относительно ближайшей к данному месту геодезической высотной отметки.
В то же время уровень Мирового океана можно рассматривать как индикатор перераспределения воды, универсальный глобальный параметр, в котором отражено настоящее (сегодняшнее) состояние природы поверхности Земли. В широком смысле, уровень воды — интегральная характеристика, которая дает представление о характере изменчивости в океане и климатической системе Земли в целом.
Чтобы оценивать колебания уровня воды, необходимо выделить некоторую отсчетную поверхность, единую для всех океанов. Топография невозмущенного уровня Мирового океана, прежде всего, зависит от формы Земли. Наша планета немного «сплюснута» у полюсов и не является сферой; правильная геометрическая фигура, наиболее близкая к форме реальной Земли, — эллипсоид вращения. В Советском Союзе для геодезических и картографических работ использовался так называемый эллипсоид Красовского.
Уровенной поверхностью называют поверхность, нормальную (т.е. перпендикулярную) к направлению силы тяжести, которая есть геометрическая сумма силы притяжения Земли, направленной к центру массы планеты, и центробежной силы, возникающей из-за суточного вращения Земли. Центробежная сила имеет наибольшие значения на экваторе, постепенно уменьшается с ростом широты и отсутствует на географических полюсах. Соответственно, на полюсах сила тяжести равна силе притяжения и уменьшается в направлении экватора, где становится примерно на 0,5% меньше. Под действием силы тяжести частица получает ускорение, называемое ускорением свободного падения.
Уровенная поверхность всюду имеет одинаковое значение потенциала силы тяжести (является изопотенциальной). Из-за неравномерного распределения масс внутри Земли уровенная поверхность не совпадает с поверхностью эллипсоида вращения; эта «неправильная» форма получила название геоида. Максимальный перепад высот между самыми высокими и самыми низкими точками геоида составляет около 170 м. Самое высокое место в рельефе геоида возвышается над поверхностью эллипсоида вращения на 75 м и находится к востоку от Новой Гвинеи; самое низкое, с отметкой около –95 м, расположено к югу от полуострова Индостан.
Наиболее крупные неровности рельефа поверхности Мирового океана, как отличие от поверхности правильного эллипсоида вращения, в среднем составляют десятки метров. Изменения высоты поверхности геоида происходят очень медленно и становятся заметными только в геологических масштабах времени. Это обстоятельство позволяет принять топографию геоида в качестве отсчетной уровенной поверхности Мирового океана, на которую накладываются и от которой отсчитываются все регистрируемые изменения уровня воды разных масштабов.
Колебания среднего уровня Мирового океана с 1880-го по 1980 г.
Процессы, приводящие к изменениям уровня, сильно разнятся по времени (периодичность и продолжительность), месту и масштабам воздействия, приводя в одних случаях к местным и кратковременным колебаниям, в других — проявляются на всей акватории Мирового океана на протяжении многих сотен и тысяч лет. Кратковременные колебания уровня происходят при сохранении общего объема воды в Мировом океане и отражают периодические перераспределения воды от одних районов к другим. Такие колебания происходят под влиянием ветра, атмосферного давления, осадков, испарения, приливов, пресного стока, колебаний плотности воды, подводного вулканизма, сейсмических подвижек океанической земной коры (волны цунами). Временные масштабы таких изменений — от десятков секунд и минут до года и нескольких лет.
Долгосрочные (несколько десятков лет) колебания уровня происходят при изменениях статей водного баланса. Характерный пример — замкнутое Каспийское море, уровень которого в прошлом столетии при сокращении пресного стока понижался более чем на три метра. Уровень всего Мирового океана заметно понижается во время длительных сильных похолоданий климата, сопровождающихся образованием обширных массивов материкового льда. Уровень меняется и при деформации океанических впадин. Периодичность таких изменений исчисляется в геологических масштабах времени и составляет многие тысячи (продолжительность материковых оледенений) и миллионы лет (изменение формы и объема океанических впадин).
Специалистов в первую очередь интересуют кратковременные изменения уровня, затрагивающие разные стороны хозяйственной деятельности в приморских районах. Наиболее регулярные и широко распространенные периодические колебания уровня происходят из-за приливов, вызываемых приливообразующими силами Луны и Солнца. Размах приливных колебаний изменяется от нескольких сантиметров во внутренних морях до полутора десятков метров в узких заливах, открытых к океану. Приливные колебания уровня достаточно хорошо поддаются предварительному расчету и потому предсказуемы, в отличие от всех остальных, которые не имеют столь правильной периодичности.
Сильные устойчивые ветры способны вызывать значительные подъемы уровня в виде ветровых нагонов, особенно на отмелых прибрежных участках морских акваторий. Ветровые нагоны в отдельных случаях могут приводить к повышению уровня до 2—3 м и более, приводя к затоплению низменных участков берега. Ветер в сочетании с морским волнением создает небольшие повышения уровня в виде волновых нагонов у берегов, которые быстро спадают после прекращения действия вынуждающей силы.
Колебания атмосферного давления вызывают подъемы и спады уровня по принципу так называемого обратного барометра. Повышение (понижение) давления на 1 гПа * приводит к понижению (повышению) уровня на 1 см. Так, при прохождении циклона, в центре которого атмосферное давление на 15—20 гПа ниже среднего, будет наблюдаться соответствующее повышение уровня на 15—20 см, причем это возвышение над средним уровнем воды перемещается вместе с циклоном. Соответственно, аналогичное явление, только с понижением уровня, можно наблюдать при прохождении антициклона.
В процессах сезонного нагревания—охлаждения и осолонения—опреснения верхнего слоя моря изменяется плотность морской воды. Величина этих изменений сравнительно невелика, но происходящие при этом изменения объема имеют результатом подъемы и спады уровня с годовой периодичностью и величиной в десятки сантиметров. Такие колебания в океанологии называются стерическими **. Существующие разности уровней океанов имеют своей причиной именно неравенства в плотности морской воды, влекущие за собой объемные, то есть стерические изменения.
Заметные повышения уровня регулярно отмечаются в устьевых районах крупных рек, особенно в периоды половодий. Они также носят сезонный характер, а их размах зависит от величины пресного стока, который, в свою очередь, подвержен еще и межгодовой изменчивости.
Схема сейшевых колебаний уровня: 1-узловая сейша (а), 2-узловая сейша (б).
Резкие изменения атмосферного давления в сочетании с ветровыми нагонами в некоторых случаях вызывают появление стоячих волн. Это сейши. Они представляют собой затухающие колебания всей массы воды какого-либо отдельного водоема (обычно внутреннего моря или его части). Место, в котором размах сейшевых колебаний самый большой, называется пучностью, а там, где колебания отсутствуют, располагается узел. В зависимости от формы и размера водоема сейши могут иметь один, два и более узлов. Периоды сейшевых колебаний зависят от периодов вынуждающих сил, размеров и глубины водоема. Так, на Каспийском море наблюдаются ветровые сейши (с периодами от четырех до восьми часов), приливные (с периодом полусуточного прилива) и бризовые (с суточной периодичностью). Размах сейшевых колебаний обычно составляет десятки сантиметров.
Как измеряют уровень океана и как он меняется? Об этом — в № 6.
* Изменение давления в 1 гектопаскаль примерно соответствует изменению в 0,75 мм рт. ст.
**Стерический от греч. стериос — объемный.
Источник
Колебания уровня океана: их причины и следствия
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. 4- 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.
В истории каждого конкретного региона выделялся свой ряд трансгрессий и регрессий моря, так как считалось, что они обусловлены местными тектоническими событиями: вторжение морских вод связывали с опусканиями земной коры, их уход — с ее воздыманием. В применении к платформенным областям континентов на этом основании была даже создана теория колебательных движений: кратоны то опускались, то воздымались в соответствии с каким-то таинственным внутренним механизмом. Причем каждый кратон подчинялся собственному ритму колебательных движений.
Постепенно выяснилось, что трансгрессии и регрессии во многих случаях проявлялись практически одновременно в разных геологических регионах Земли. Однако неточности в палеонтологических датировках тех или иных групп слоев не позволяли ученым прийти к выводу о глобальном характере большинства этих явлений. Это неожиданное для многих геологов заключение было сделано американскими геофизиками П. Вейлом, Р. Митчемом и С. Томпсоном [1982], изучавшими сейсмические разрезы осадочного чехла в пределах континентальных окраин. Сопоставление разрезов из разных регионов, зачастую весьма удаленных один от другого, помогло выявить приуроченность многих несогласий, перерывов, аккумулятивных или эрозионных форм к нескольким временным диапазонам в мезозое и кайнозое. По мысли этих исследователей, они отражали глобальный характер колебаний уровня океана. Кривая таких изменений, построенная П. Вейлом и др., позволяет не только выделить эпохи высокого или низкого его стояния, но и оценить, конечно в первом приближении, их масштабы. Собственно говоря, в этой кривой обобщен опыт работы геологов многих поколений. Действительно, о позднеюрской и позднемеловой трансгрессиях моря или о его отступании на рубеже юры и мела, в олигоцене, позднем миоцене можно узнать из любого учебника по исторической геологии. Новым явилось, пожалуй, то, что теперь эти явления связывались с изменениями уровня океанских вод.
Удивительными оказались масштабы этих изменений. Так, самая значительная морская трансгрессия, затопившая в сеноманское и туронское время большую часть континентов, была, как полагают, обусловлена подъемом уровня океанских вод более чем на 200—300 м выше современного. С самой же значительной регрессией, происшедшей в среднем олигоцене, связано падение этого уровня на 150—180 м ниже современного. Таким образом, суммарная амплитуда таких колебаний составляла в мезозое и кайнозое почти 400—500 м! Чем же были вызваны столь грандиозные колебания? На оледенения их не спишешь, так как на протяжении позднего мезозоя и первой половины кайнозоя климат на нашей планете был исключительно теплым. Впрочем, среднеолигоценовый минимум многие исследователи все же связывают с начавшимся резким похолоданием в высоких широтах и с развитием ледникового панциря Антарктиды. Однако одного этого, пожалуй, было недостаточно для снижения уровня океана сразу на 150 м.
Причиной подобных изменений явились тектонические перестройки, повлекшие за собой глобальное перераспределение водных масс в океане. Сейчас можно предложить лишь более или менее правдоподобные версии для объяснения колебаний его уровня в мезозое и раннем кайнозое. Так, анализируя важнейшие тектонические события, происшедшие на рубеже средней и поздней юры; а также раннего и позднего мела (с которыми связан длительный подъем уровня вод), мы обнаруживаем, что именно эти интервалы были отмечены раскрытием крупных океанических впадин. В поздней юре зародился и быстро расширялся западный рукав океана, Тетис (район Мексиканского залива и Центральной Атлантики), а конец раннемеловой и большая часть позднемеловой эпох ознаменовались раскрытием южной части Атлантики и многих впадин Индийского океана.
Как же заложение и спрединг дна в молодых океанических впадинах могли повлиять на положение уровня вод в океане? Дело в том, что глубина дна в них на первых этапах развития весьма незначительна, не более 1,5—2 тыс. м. Расширение же их площади происходит за счет соответствующего сокращения площади древних океанических водоемов, для которых характерна глубина 5—6 тыс. м, причем в зоне Беньофа поглощаются участки ложа глубоководных абиссальных котловин. Вытесняемая из исчезающих древних котловин вода поднимает общий уровень океана, что фиксируется в наземных разрезах континентов как трансгрессия моря.
Таким образом, распад континентальных мегаблоков должен сопровождаться постепенным повышением уровня океана. Именно это и происходило в мезозое, на протяжении которого уровень поднялся на 200—300 м, а может быть, и более, хотя этот подъем и прерывался эпохами краткосрочных регрессий.
С течением времени дно молодых океанов в процессе остывания новой коры и увеличения ее площади (закон Слейтера—Сорохтина) становилось все более глубоким. Поэтому последующее их раскрытие влияло уже гораздо меньше на положение уровня океанских вод. Однако оно неминуемо должно было привести к сокращению площади древних океанов и даже к полному исчезновению некоторых из них с лица Земли. В геологии это явление получило название «захлопывание» океанов. Оно реализуется в процессе сближения материков и их последующего столкновения. Казалось бы, захлопывание океанических впадин должно вызвать новый подъём уровня вод. На самом же деле происходит обратное. Дело здесь в мощной тектонической активизации, которая охватывает сходящиеся континенты. Горообразовательные процессы в полосе их столкновения сопровождаются общим воздыманием поверхности. В краевых же частях континентов тектоническая активизация проявляется в обрушении блоков шельфа и склона и в их опускании до уровня континентального подножия. По-видимому, эти опускания охватывают и прилегающие участки ложа океанов, в результате чего оно становится значительно более глубоким. Общий уровень океанских вод опускается.
Так как тектоническая активизация — событие одноактное и охватывает небольшой отрезок времени, то и падение уровня происходит значительно быстрее, чем его повышение при спрединге молодой океанической коры. Именно этим можно объяснить тот факт, что трансгрессии моря на континенте развиваются относительно медленно, тогда как регрессии наступают обычно резко.
Источник