Формирование крупных рифовых платформ, которые послужили впоследствии древним фундаментом современных рифов, началось в конце мезозоя — начале кайнозоя примерно 60-80 млн лет назад. Тогда происходили активные подвижки литосферных плит, которые сопровождались вертикальными тектоническими движениями земной коры. Эти движения вызвали перемещения существовавших прибрежных рифовых платформ относительно уровня моря. В результате этих подвижек одни из них оказались на суше, а другие погрузились в глубины океана. В зонах опускания скорость погружения древних шельфовых платформ и вершин подводных гор, на которых шел рост рифов, варьирована в среднем от 20 см до 2 м за 1000 лет. В этих условиях вертикальный рост рифов вполне компенсировал погружение фундамента. Таким путем образовались огромные толщи кораллового известняка, мощность которых, по данным бурения на атоллах и на Б. барьерном рифе, составляет от 400 до 2000 м (табл. 1.1). Формирование наиболее древних их этих атоллов по датировкам кернов началось в третичное время и с перерывами продолжилось на протяжении плиоцена и плейстоцена (Ladd, 1969). В течение последних 2-1 О млн лет, после того как береговая линия Мирового океана установилась близкой к современной, имели место значительные колебания его уровня, вызванные периодическими похолоданиями, а также и тектоноэвстатическими колебаниями ложа Мирового океана, одной из первопричин которых была неравномерная скорость вращения нашей планеты в тот период (Зубаков, 1975; Shackleton, Opdyke, 1973). Уже в плейстоцене за последние 350 тыс. лет уровень океана менялся несколько раз (Clarketal., 1978; Chappel,Veen, 1978; Chappel, 1981) (рис. 1.3). Примерно 140 тыс. лет назад средний уровень был на 50 м ниже современного. Огромные пространства континентального шельфа, такие, как, например, весь Б. барьерный риф Австралии, а также крупные системы океанических рифов и атоллов, таких, как Сейшельские или Мальдивские острова, периодически превращались в участки суши (Hopley, 1982; Potts, 1983). Осушавшиеся при понижении уровня коралловые рифы подвергались в наземных условиях воздушной эрозии. После повышения уровня и стабилизации химического и биологического режима прибрежных вод рост коралловых рифов начинался вновь, причем возобновлялся он большей частью на скальных основаниях древнейших рифовых платформ, которые возвышались над общим уровнем дна (см. рис. 1.6). В результате, несмотря на то что рост коралловых рифов на поверхности платформ шел со значительными перерывами ввиду периодической их осушки вплоть до среднего плейстоцена (120-200 тыс. лет назад), происходило формирование мощных платформ древних днейстоценовых рифов. Их толщина достигала сотен метров. В периоды низкого стояния уровня рост кораллов в тропической зоне океана продолжался на внешних склонах рифовых платформ, способствуя их латеральному росту и вызывая образование подводных террас (Bloom, 1974).
Примерно 115-120 тыс. лет назад ввиду очередного ледникового периода в позднем плейстоцене имело место значительное понижение уровня океана, которое происходило с перерывами и некоторыми колебаниями до начала голоцена. Последнее сильное понижение уровня океана происходило в период сильного предголоценового Вюрмского (или Валдайского) оледенения 25-16 тыс. лет назад (Каплин, 1973). Примерно 16 тыс. лет назад началось быстрое повышение уровня Мирового океана (см. рис. 1.3). Оно было вызвано таянием плейстоценовых ледников в высокоширотных районах планеты. Это повышение уровня океана происходило в течение всей первой половины периода голоцена и именуется голоценовой трансгрессией (Thom et а!., 1978; Chappeell, 1983). Скорость трансгрессии и высота подъема уровня океана относительно береговой линии были несколько отличными в разных зонах рифообразования ввиду проходивших одновременно с трансгрессией локальных тектонических движений дна. В среднем она составляла 10 м за 1000 лет (рис. 1.4). Трансгрессия шла наиболее интенсивно в период с 10-12 тыс. до 7 тыс. лет назад. Подъем уровня океана сравнялся с современным около 6 тыс. лет назад, после чего, по данным некоторых авторов (Thom et аl., 1978), он превысил его примерно на 1м и достиг максимума около 4-5 тыс. лет назад, а затем опять медленно понизился на 1-2 м.
Сейсмические исследования, бурение и датировка возраста карбонатного материала из колонок, проведенные за последние десятилетия на рифах Большого барьерного рифа Австралии, а также на некоторых островных и шельфовых рифах Индо-Панифики и Атлантики, свидетельствуют в пользу того, что практически все современные крупные рифовые постройки сформировались в период голоценовой трансгрессии на древних рифовых платформах днейстоцена, поверхность которых обнажалась в периоды падений уровня океана и имела возраст 130-150 тыс. лет по изотопным датировкам по торию-урану (Т230 /U234). Определение возраста известняка в кернах изотопными методами, включая указанные выше ториевый метод, а также метод С14, были выполнены на материале, полученном при бурении на атолле Эниветок, на Багамских островах, на рифах атолла Моруроа (Туамоту). Они дали сходную картину. Оказалось, что в пределах верхнего слоя толщиной 10-15 м известняки рифа имеют возраст 3-6 тыс. лет, а глубже происходит резкий перепад возраста сразу до 130-180 тыс. лет (Turber et al., 1965). Этот период возраста пород рифов на глубинах 10-15 м был назван "перепадом Турбера", в честь открывшего его исследователя. В качестве примера определения возраста пород в толще рифов можно привести данные Турбера и соавторов (Turter et al., 1965) по Эниветоку: слой 0-10м — возраст менее 6000 тыс. лет, слой 50-80 м — 100-130 тыс. лет, слой 180-190 м — 160-170 тыс. лет. На Туамоту на глубине 6 м возраст известняка составлял 8600 лет, а ниже — 180 тыс. лет. Эти исследования доказали, что глубина залегания поверхности древних плейстоценовых коралловых рифов под современными голоценовыми рифами с возрастом от 3 до 10 тыс. лет по датировкам С14 в среднем составляет всего 10-20 м. Толщина современных рифовых построек над плейстоценовым основашем различна на разных рифах и в разных зонах одного и того же рифа. Она колеблется от 3 до 33 м (Adey, 1978; Thom et el., 1978; Harvey et al., 1979; Marshall, Davies, 1982; Orme, 1982; Marshall, Jackobson, 1985). На Б. барьерном рифе Австралии наибольшая зарегистрированная толщина голоценовьх рифов составляет 23 м (Норlеу, 1983) , в то время как толщина платформ плейстоценовых рифов под ними достигает нескольких сот метров. Рекордная толщина голоценового рифа (33 м) зафиксирована в Карибском бассейне на рифе Алькаран (Мacintyre et al., 1977). Таким образом, современные рифы, выросшие за время голоценовой трансгрессии, представляют собой лишь гонкий слой над мощной толщей древних коралловых платформ плейстоцена. При этом оказалось, что в плане очертания современные рифы повторяют очертания древних рифовых платформ, послуживших их фундаментом (рис. 1.5).
Верхние слои плейстоценовых рифов выросли в период последнего большого повышения уровня океана, предшествовавшего последнему оледенению в период 120-130 тыс. лет назад. Вслед за последующим понижением уровня в течение около 100 тыс. лет они подвергались подземной эрозии — в основном, по-видимому, карстовой. Ее следа отчетливо видны при исследовании кернов и по данным сейсмического профилирования рифов голоцена (Harvey, 1977; Davies et а1., 1977). Доказательством широкого развития карстового процесса поверхности плейстоценовых рифовых платформ во время их осушки служат также многочисленные исследования обнажений плейстоценовых рифов. Эти исследования выявили на них карстовые провалы, пещеры, останцы (Purdy, 1974). При этом карстовый процесс шел более интенсивно в топографических центрах рифовых построек, поскольку они сложены белее рыхлым осадочным известковым материалом, чем их окраины, сложенные консолидированным скальным известняком кораллов и известковых водорослей.
Ввиду того что самые верхние слои рифов плейстоцена были разрушены эрозией, на их поверхности к началу голоцена выступили наиболее древние слои рифовых построек, которые выросли в период подъема уровня около 200 тыс. лет назад. Соответственно возраст поверхности плейстоценовьк рифовых платформ, послуживших фудаментом доя роста современных рифов, действительно часто оказывается близким к указанному выше (180-200 тыс. лет). Рост голоценовых рифов начался 10-8 тыс. лет назад, когда уровень океана бьш ниже современного на 20-30 м, причем в начальный период их формирования скотвсть ни роста была мала (0,6—1,3 м/103 лет), тогда как скорость подъема уровня составляла 10-13 м/103 лет. Поэтому рост рифов в этот период не успевал за ростом уровня океана, и они тонули (Davies, Kinsey, 1977). В период 8-3 тыс. лет назад скорость роста рифов возросла в несколько раз и составляла в среднем 5-10 м/103 лет. При этом скорость роста рифов была различной в разных их зонах. Наиболее интенсивно рост рифов шел на скальных возвышенностях плейстоценовых ниатформ. В зонах депрессий дна, характеризующихся недостаточным водообменом и худшим кислородным режимом, повышенным заилением, поселение кораллов и их рост бьши, как правило, угнетены. Часто рост кораллов в понижениях рельефа отсутствует вообще. Эту особенность поселения и роста кораллов. как главных рифообразователей отмечал еще Ч. Дарвин. Впоследствии она была подтверждена на большом материале как геологами, так и биологами (Hopley, 1982; Davies, 1983). На наветренной стороне платформы, где условия роста кораллов были наиболее благоприятными, кривая скорости их роста, как правило, сходна с изображенной на рис. 1.4. Здесь рифы росли быстрее и их наветренная сторона достигала поверхности стабилизированного уровня океана, интенсивный подъем которого прекратился 6 тыс. лет назад. На подветренной же 18 стороне возвышенностей илейстоценового рифа рост кораллов начинался позже и шел, как правило, медленнее, чем на наветренной. Подветренные края рифов голоцена позже достигли поверхности стабилизированного уровня океана. На некоторых рифах их рост продолжается до сих пор. Такого рода кольцевые рифы проходили или проходят в настоящее время стадию серповидных рифов.
Описанная выше закономерность роста подтверждается данными о возрасте приповерхностный слоев карбонатного материала на различных рифах (Davies, Marshall, 1979). Как правило, наибольший возраст как следствие более рашило достижения растущим рифом стабилизированного уровня океана характерен для поверхности флета наветренного рифа (4-6 тыс. лет). На подветренном рифе этот возраст — 1-5 тыс. лет. Наименьший возраст характерен для карбонатного материала лагун (1—3 тыс. лет. Hopley, 1982; Davies, 1977; 1983). Эти данные и многочисленные анализы кернов показали, что рост кораллов и нарастание скального консолидированного известковыми водорослями тела голоценового рифа начинались примерно 9 тыс. лет назад по внешнему краю и над возвышенными местами рельефа погружавшихся при подъеме уровня океана платформ плейстоценовых рифов. Депрессии, образовавшиеся в центральных участках этих платформ в результате карстового процесса, заполнялись мягкими осадками, масса которых была накоплена за период их осушки в процессе их воздушной эрозии. В дальнейшем эти депрессии заполнялись карбонатным материалом, который производился растущими над возвышенными зонами рельефа кораллами и известковыми водорослями. На их месте образовались лагуны (Davies, Kinsey, 1977). Исследования кернов, полученных в ходе бурения на многих рифах в разных районах океана, подтверждают эту схему развития и роста голоценовых рифов. Пример такого анализа для рифа Уантри дан на рис. 1.5. Как видно из этих рисунков, при бурении на наветренном и подветренном краях керны состояли целиком из материала: массивных и ветвистых форм кораллов, консолидированных кораллиновыми водорослями типа Lithothamnion. В зоне депрессии над бывшей лагуной, которая в настоящее время начинает зарастать надвигающимся с подветренного рифа флетом, керн практически до самого верха состоит из рыхлых осадков и обломочного материала. Анало-гачиые материалы были получены и на других рифах (Нор1еу, 1982; Marshall, Jacobson, 1985). Общая схема роста рифов, представленная на рис. 1,6, также иллюстрирует сказанное выше.
По мере приближения вершин растущих рифов к поверхности стабилизировавшегося уровня океана их вертикальный рост снова замедлился до 1-4 м за 10 лет. После ее достижения он прекращался вовсе и начиналась механическая эрозия их поверхности. Скорость последней составляла 1-3 см за 103 лет. В результате на их поверхности сформировался плоский консолидированный риф-флет (рис. 1.6, 1C) . Продолжался и даже усиливался в этот период латеральный рост рифа, поскольку после достижения рифов поверхности моря на нем началась эрозия формирующего флета и возросла продукция обломочного материала и песка. Этот материал сносился пробоем и течениями в лагуну и за пределы подветренного рифа на его внешнюю сторону, чем и обусловливался его латеральный рост. Одновременно происходило разрастание риф-флета за счет его постепенного соединения с патч-рифами. В промоинах флета появились микроатоллы, образованные чаще всего крупными колониями коралла Porites. На эродированной поверхности флета интенсивно разрастались макрофиты и известковые водоросли. Эти признаки бьщи характерны уже для поздней стадии эволюции рифа (Davies, Marshall, 1980).
На периферии рифов избыток карбонатного материала в виде отдельных крупных колоний отмерших кораллов и тридакн, а также в виде массы обломочного материала набрасывался прибоем на поверхность расширяющегося флета, образуя островки, которые затем заселялись наземной растительностью. Таким путем по краям рифа образовались песчаные косы и островки, столь характерные дня кольцевых рифов. Большую роль в их образовании играли тайфуны (Stoddart, 1969).
На небольших платформах плейстоценовых рифов, ширина которых была менее 2 км, рост толщи голоценовых рифов в их центре шел почти с той же интенсивностью, что и в их краевых зонах, поскольку относительная площадь последних и соответственно продукция карбонатного материала были достаточно велики. Это обеспечивало быстрый занос лагуны в их центре осадками и обломочным материалом. Такие рифы практически не имели лагуны. После достижения ими поверхности моря они быстро превращались в плоские рифы ("table reefs", Hopley, 1983; рис. 1.6; 2С).
В ходе изучения эволюции рифов были выделены главные геологические факторы, которые определяли скорость роста и черты геоморфологии современных рифов. В их числе: а) строение поверхности и размеры плейстоценовых рифовых платформ, а также других элементов дна, которые послужили фундаментом для роста рифов голоцена; б) скорость подъема уровня океана в период голоцена; в) время достижения стабилизированного уровня океана поверхностью растущего рифа (Davies, 1983). Все эти факторы варьировали для разных рифов, что и обусловило в первую очередь разнообразие их современных форм. Наиболее важными особенностями древних платформ, повлиявшими на развитие роста на них голоценовых рифов, являлись их размеры и рельеф их поверхности (Adey, 1978; Davies, Marshall, 1980; Hopley, 1982). Скорость подъема уровня океана в период голоценовой трансгрессии также была разной в разных зонах рифообразования ввиду одновременных, локальных тектонических движений дна (Thom, Chappel, 1975). Наконец, время достижения рифами поверхности моря (т.е. время остановки их вертикального роста) сильно варьировало для отдельных рифов в зависимости от положения поверхности исходных древних платформ относительно береговой линии, от скорости подъема уровня и рт условий роста на них коралловых построек. Поэтому существующие рифы находятся на разных стадиях своей эволюции, что и является одной из основных причин многообразия их современных форм (Macintyre et al., 1977; Davies, 1983).
