А. С. Монин, Ю. А. Шишков
ИСТОРИЯ КЛИМАТА
А. С. Монин, Ю. А. Шишков
ИСТОРИЯ КЛИМАТА
Ленинград
Г идрометеоиздат 1979
К 551.583.7
В книге излагается история климата Земли с современных позиций общей истории этой планеты, с учетом последних достижений в области планетологии, геологии, геофизики, океанологии, метеорологии и климатологии.
Рассматриваются факторы, формирующие климат Земли. Изложены основные этапы истории Земли, приводятся результаты последних палеогеографических реконструкций.
Со все возрастающей -подробностью излагается собственно история климата, начиная с докембрии и кончая современностью. Описаны методы палео-климатических, ^еконстр}щций, приводятся данные о докембрийских оледенениях, основных климатических событиях фанерозоя.
Книга рассчитана на широкий круг любознательных читателей, но представит интерес и для специалистов климатологов, метеорологов, океанологов и геофизиков.
The History of Climate by A. S. Monin, Yu. A. Shishkov presents the history of the Earth’s climate from the contemporary positions of the general history of our planet based on the latest achievements in the field of planetology, geology, geophysics, oceanology, meteorology and climatology.
The book deals with the factors responsible for climate formation on the Earth, presents the major stages of the Earth’s history, the results of the most recent paleogeographic reconstructions.
Further the book presents the history of climate proper from Pre-Cambrian to the recent time in increasing detail. The methods used for paleoclimatic reconstructions are described. Data on Pre-Cambrian glaciations and the major Fanerozoic climatological events are discussed.
The book is meant, first of all, for the inquisitive reader, however, it will undoubtedly be of interest for the specialists climatologists, meteorologists, oceanographers and geophysicists.
© ГяюометмЙям, И» r.
20807-037
M---------------18-77
069(02)-79
Предисловие
В последние десятилетия интерес людей к колебаниям климата чрезвычайно возрос. Главная причина этого заключается, вероятно, в том, что продукция мирового сельского хозяйства, а тем самым и обеспечение пищей стремительно разрастающегося человечества пока еще существенно зависят от колебаний климата.
Все улучшающаяся глобальная информация быстро привлекает всеобщее внимание к аномалиям погоды, то и дело возникающим в различных частях земного шара, и появляются вопросы: засуха последнего десятилетия в Сахеле (к югу от Сахары), засуха и лесные пожары 1972 г. в Восточной Европе, засуха 1976 г. в Западной Европе («Англия без дождей —все равно что балерина без ног») — что это, преходящие, свойственные современному климату местные явления (по Дж. Чарни, засуха в Сахеле — это результат местного увеличения альбедо из-за уничтожения растительности размножившимся скотом) или же проявления ухудшения глобального климата? А если справедливо последнее, то не являются ли они результатами прямого воздействия человеческой деятельности — роста содержания углекислого газа в атмосфере из-за сжигания топлива, увеличения количества производимых промышленностью аэрозолей, загрязнения стратосферы выхлопами реактивных самолетов, уничтожения озонного слоя из-за проникновения в стратосферу фреонов и т. п.?
Надо признать, что климатология сейчас еще не достигла возможности сколько-нибудь уверенно отвечать на подобные вопросы. В настоящее время климатологи лишь спорят друг с другом о том, например, чем было вызвано климатическое потепление первой половины XX столетия; происходит ли в 70-х годах резкое похолодание или, наоборот, начинается резкое потепление; что приводит к увеличению повторяемости засух — климатические потепления или, наоборот, климатические похолодания, и т. д. Это неудивительно, поскольку климатология лишь в середине текущего столетия начала переходить от стадии описания (да и то затрагивавшего главным образом состояния только приземного слоя атмосферы, т. е. сравнительно небольшой части «климатической системы») к стадии объяснения. Даже определение понятия «климат» (как статистического ансамбля состояний, проходимых системой атмосфера—океан—• суша за периоды в несколько десятилетий), позволяющее конструктивно формулировать проблему его генезиса, было выработано буквально в самые последние годы.
В этой ситуации постановка проблемы климата в качестве второй цели осуществляемой сейчас международной Программы
6
Предисловие
исследования глобальных атмосферных процессов (ПИГАП) — ее первой целью является усовершенствование методов долгосрочного прогноза погоды — представляется весьма актуальной и вполне своевременной. Действительно, математика, физика и кибернетика уже завоевали себе исходные позиции в таких науках о Земле, как метеорология и океанология, и возможные пути к решению основных глобальных проблем этих наук теперь прояснились: они связаны с разработкой и использованием физико-математических (численных) моделей атмосферы, океана или даже всех ^рех компонент «климатической системы» атмосфера—diseaH—суша в их взаимодействии. При наличии такой модели климатической системы проблема климата в принципе может решаться как задача статистической динамики этой системы, т. е. путем численного интегрирования уравнений физико-математической модели при заданных внешних условиях на долгие сроки (скажем, в несколько десятилетий) и расчета статистических характеристик полученного решения.
Реализация такого подхода к решению проблемы климата еще потребует большого труда по разработке и детализации физико-математических моделей климатической системы, усовершенствованию алгоритмов численного решения уравнений таких моделей и соответствующих программ для быстродействующих вычислительных машин и, наконец, по дальнейшему усовершенствованию самих вычислительных машин (так как оценки показывают, что расчеты характеристик климата по достаточно детальным численным моделям климатической системы потребуют вычислительных машин с быстродействием порядка сотен миллионов операций в секунду).
Первые шаги в этих направлениях уже сделаны. Вполне убедительные результаты получены в численных экспериментах с детальными физико-математическими моделями атмосферы, разработанными в Лаборатории геофизической гидродинамики Дж. Смагоринского. Обнадеживающе выглядят модели взаимодействующих атмосферы и океана С. Манабе и К. Брайена из той же Лаборатории и Д. В. Чаликова из Ленинградского отдела Института океанологии АН СССР. Интересные результаты дали расчеты состояния атмосферы во время наиболее холодного климата Вюрмского ледникового периода (18 тыс. лет назад) по трем моделям атмосферы, разработанным в научных учреждениях США, при использовании граничных условий на поверхности континентов и океанов, реконструированных группой КЛИМАП1 по палеогеографическим и океанским литоло
1 КЛИМАП от английского CLIMAP (Climate: Long-Range Investigation, Mapping and Prediction), т. e. «Климат: долгопериодное исследование, картирование и прогноз».	;	•	,
' ' ' ' '
7
Предисловие
гическим материалам. Наконец, в этой же связи заслуживают упоминания расчеты характеристик климата Марса по численной модели его атмосферы С. Леови и И. Минца и аналогичные расчеты характеристик климата Венеры по модели, разработанной Ленинградским отделом Института океанологии АН СССР.
Наряду с теоретическим методом численного моделирования совершенно необходимыми представляются также эмпирические исследования климатов прошлого. Они могут создать фактическую основу нашего понимания относительной роли климатообразующих факторов, отражаемого физико-математическими моделями климатической системы, указать начальные данные и внешние условия для численных экспериментов с моделями и дать материалы для проверки результатов численного моделирования и оценки адекватности разработанных моделей. Обзору имеющихся фактических данных об изменениях климата в течение истории Земли и посвящается настоящая книга, предназначенная тем самым служить кратким введением в палеоклиматологию.
Считая, что для полноты сравнительно-исторического анализа желательно располагать максимумом материалов о разнообразных климатах прошлого, мы решили не ограничивать себя рассмотрением ледниковых периодов плейстоцена и упоминаниями о теплом мезозое и предшествовавшем пермо-карбоновом оледенении Гондваны, а предпринять попытку рассмотреть всю историю Земли в целом. Результаты представляются нам весьма поучительными. Они показывают, что климат в течение истории Земли испытывал значительные изменения от миллиардолетних, создававшихся геохимической эволюцией атмосферы и приливной эволюцией вращения Земли, и изменений с типичными временами в сотни и десятки миллионов лет, вызывавшихся движением континентов и полюсов, до крайне резких колебаний между ледниковыми и безледниковыми режимами с периодами в десятки тысяч лет (причем такие колебания возникали в нижнем протерозое, верхнем рифее и венде, верхнем палеозое и в плейстоцене) и менее резких колебаний с периодами от тысяч до десятков лет; одна из основ для понимания палеоклиматов дается мобилистской геотектоникой.
Книга состоит из двух частей. В первой части мы предлагаем широким кругам читателей краткое качественное изложение^ основ теории климата (без гидродинамического аппарата этой теории). Во второй части дается обзор фактических данных о климатах прошлого с возрастающей детальностью рассмотрения событий, приближающихся к нам по времени: первые 4 млрд.„ лет истории Земли (докембрий); охватываемые классической исторической геологией последние 570 млн. лет (фанерозой); последние 70 млн. лет (кайнозой); последний
8	Предисловие
миллион лет (плейстоцен); последние 12 тыс. лет вплоть до климатических событий текущего столетия (голоцен). Для читателей, которые заинтересуются деталями оригинальных работ, в книге указывается ряд первоисточников, но в целом список цитированной литературы не претендует ни на установление приоритетов, ни на полноту.
Авторы благодарны Ю. А. Израэлю, прочитавшему книгу в рукописи и сделавшему ряд ценных замечаний, А. П. Лисицыну и О. Г. Сорохтцну за помощь в подборе материалов для книги, Е.ТДДгафонотхш и Н. И. Солнцевой за труд по оформлению рукописи.
г Часть I ФОРМИРОВАНИЕ КЛИМАТА
Ж')
Глава 1.
Клим атообр азу ющие факторы
§1.1. Определение климата
Введение в научную литературу термина «климат», который дословно означает «наклонение, наклон», восходит ко II в. до н. э. Так назвал древнегреческий астроном Гиппарх из Никеи (190— 120 гг. до н. э.) каждую из пяти зон, на которые он разделил Землю. Напомним, что к этому времени греки знали, что Земля шарообразна, правильно представляли себе ее размеры и с большой точностью измерили расстояние от Земли до Луны.
Согласно Гиппарху, Греция находится в зоне с наиболее благоприятными природными условиями. На севере лежит зона с крайне суровыми условиями из-за сильного наклона солнечных лучей. Южнее умеренной зоны под палящими лучами Солнца лежит жаркая безжизненная зона, которая делает недосягаемой находящуюся еще южнее умеренную зону с неизвестными населенными землями. Наконец, на самом дальнем юге лежит зона, аналогичная северной зоне снега и льда.
Представления Гиппарха и его последователей о том, что природные или климатические условия зависят только от наклона солнечных лучей или высоты Солнца над горизонтом, господствовали вплоть до начала XIX в. А. Гумбольдт (1769— 1859) в своем труде «Космос» дал новое определение понятия «климат», которое учитывало влияние океана с его течениями
10
Глава 1. Климатообразующие факторы
и суши с разнообразными свойствами подстилающей поверх
ности.
За 22 столетия понятие климата развивалось, с одной стороны включая в себя все новые элементы и все более усложняясь, а с другой, все более дифференцируясь в связи с глубокой дифференциацией естественных наук, так или иначе использующих понятие климата. В современной литературе можно насчитать не менее десятка различных определений климата, которые или слишком детальны, или слишком специализированы.
В последние годы проблема климата получила, наконец, четкую физико-математическую формулировку, как проблема статистической гидродинамики атмосферы в ее взаимодействии с океаном и континентами: климат — это статистический ансамбль состояний, которые проходит система океан — суша — атмосфера за периоды времени в несколько десятилетий.
Статистическим ансамблем, как известно, называется мно-
жество, состоящее из известных элементов, причем указано, как часто встречается каждый из элементов. В этом случае для любой количественной характеристики элементов можно найти среднее значение по всему множеству.
Если понятие погоды, под которой обычно подразумевают мгновенное состояние атмосферы и которая характеризуется набором значений метеорологических элементов в данном месте и в данный момент, распространить на океан и сушу, то тогда погоду можно определить как мгновенное состояние системы океан — суша — атмосфера. Это состояние характеризуется набором глобальных полей целого ряда характеристик морской воды, атмосферного воздуха, поверхности Земли и верхнего слоя почвы. Для океана и атмосферы необходимо рассматривать наборы всех независимых термо- и гидродинамических характеристик — температуру, давление, концентрации термодинамически активных примесей, векторную скорость движения. К термодинамически активным примесям следует отнести в морской воде соль, а в атмосфере водяной пар, жидкую воду и лед в облаках и туманах, углекислый газ, озон и пыль различной природы. На поверхности Земли необходимо знать потоки тепла и термодинамически активных примесей (прежде всего, испарение и осадки), наличие снежного и ледового покрова (и их толщину), для суши, кроме того,— характер расти-. тельности, влажность почвы, сток влаги.
i Воздух примерно в 800 раз легче воды, его теплоемкость 5 примерно в 4, а молекулярная теплопроводность в 20—30 раз меньше, чем теплоемкость и теплопроводность воды. Если рас-сматривать сушу как одно из взаимодействующих звеньев си-стемы, то, разумеется, следует говорить о свойствах самого
§1.1. Определение климата
И
верхнего ее слоя. В этом слое плотность превышает плотность воды примерно в 2—2,5 раза, теплоемкость существенно зависит от влажности и пористости, а в сухом состоянии несколько меньше, чем теплоемкость воздуха. Молекулярная теплопроводность несколько меньше теплопроводности воды, но в 15— 20 раз больше, чем теплопроводность воздуха. Она в еще большей степени, чем теплоемкость, зависит от состояния верхнего слоя суши.
Сезонные колебания теплосодержания захватывают в океане слой до 200—300 м. Для океана в целом средняя толщина сезонного деятельного слоя составляет около 240 м. Масса этого слоя равна 8,7 • 1016 т, а изменение теплосодержания при изменении температуры на 1° равно 8,7-1022 кал. Принимая толщину деятельного слоя суши равной 10 м и плотность при слабой увлажненности 2 г/см3, получим массу деятельного слоя 3-1015 т, а соответствующее изменение теплосодержания О,56Х Х1021 кал. Считая, что во взаимодействиях участвует вся атмосфера, получим для нее соответствующие величины 5,3-1015 т и 1,27-1021 кал. Таким образом, деятельные массы звеньев океан — суша — атмосфера относятся как 16,4:0,55:1, а изменения их теплосодержания на Г соответственно 77:0,5:1,1. Особенно красноречиво говорит о роли каждого звена системы отношение изменений температуры при одинаковом изменении теплосодержания: 0,013 : 2,0 : 0,909.
Еще задолго до того, как стала известной в общих чертах форма спектра колебаний в системе океан—суша—-атмосфера, при определении средних значений элементов, характеризующих климат, период осреднений брался равным нескольким десятилетиям. Так, Международная метеорологическая конференция 1935 г., состоявшаяся в Варшаве, предложила использовать в качестве реперного ряда для большинства метеорологических элементов отрезок времени с 1901 по 1930 г. (для осадков еще более длинный). Все сопоставления изменений климата рекомендовалось делать, опираясь на средние значения за этот реперный ряд. В 1957 г. Международная конференция в Вашингтоне приняла в качестве реперного период с 1931 по 1960 г. В настоящее время этот интуитивный выбор получил серьезное научное обоснование.
На рис. 1.1 показан спектр колебаний температуры воздуха в области периодов от одного года до 10 тыс. лет, построенный Дж. Куцбахом и Р. Брисоном [202] по ряду прямых и косвенных данных из Северо-Атлантического сектора земного шара. График дает средний квадрат амплитуды колебаний температуры как функцию от периодов колебаний. Заштрихованная полоса на графике содержит оценки, заслуживающие доверия (представляет так называемый доверительный интервал для
12
Глава 1. Климатообразующие факторы
ординат спектра). График показывает, что при малых периодах осреднения (скажем, один год или несколько лет) полученные средние значения имели бы значительную изменчивость (это так называемая междугодичная изменчивость и еще более ко-роткопериодная изменчивость погоды). Более интенсивна и
Рис. 1.1. Спектр колебаний температуры воздуха в Северо-Атлантическом секторе земного шара [202].
По оси ординат отложен квадрат амплитуды v(f), умноженный на частоту Л по оси абсцисс — частота f в логарифмическом масштабе и соответствующие периоды.
/ — Центральная Англия, ботанические данные; 2 — то же, исторические свидетельства; 3 — Исландия, исторические свидетельства; 4 — Гренландия» данные по 6О18; 5 — Центральная Англия, инструментальные данные.
§ 1 2 Астрономические факторы
13
длиннопериодная изменчивость климата, например с периодами в тысячи лет. В то же время в области периодов от 20 до 1000 лет в спектре имеется широкий минимум изменчивости, из которого мы вправе выбирать любой период для климатологического осреднения. Безусловно, что выгоднее выбирать периоды осреднения из правой части минимума, так как они могут быть обеспечены рядами фактических данных инструментальных измерений.
Спектры колебаний температуры, а также спектры других метеорологических элементов позволяют классифицировать атмосферные процессы по их периодам (56]. Что касается корот-копериодных колебаний, т. е. правой части спектра, то о них будет сказано ниже, в гл. 2.
Эти колебания при климатологическом осреднении сглаживаются, а полученные климатические средние характеристики сами испытывают колебания, описываемые левой частью спектра. Среди них можно выделить следующие:
1)	внутривековые колебания, ярким примером которых можно считать потепление в первой половине XX в.
2)	междувековые колебания с периодами в несколько веков или несколько десятков веков.
3)	ледниковые периоды длительностью в десятки тысяч лет.
В еще больших периодах времени, от миллионов до миллиардов лет, мы, очевидно, имеем дело уже с климатическими трендами геологических эпох.
§ 1.2. Астрономические факторы
Внешние, или астрономические, климатообразующие факторы— это светимость Солнца, положение и движение Земли в Солнечной системе, наклон ее оси вращения к плоскости орбиты и скорость вращения. Эти факторы определяют воздействия на Землю со стороны других тел Солнечной системы — во-первых, ее инсоляцию (облучение солнечной радиацией) и, во-вторых, гравитационные воздействия внешних тел (создающие как приливы, так и колебания характеристик орбитального движения и собственного вращения Земли, а потому и колебания в распределении инсоляции по внешней границе атмосферы) .
Легче всего кажется возможным приписывать изменения климата (и даже погоды) изменениям приходящей на Землю солнечной радиации. Действительно, разница в температурах воздуха у поверхности Земли между днем и ночью, экватором и полюсами, летом и зимой создается разницей в количестве приходящей солнечной радиации: чем больше это количество,
14
Глава 1. Климатообразующие факторы
тем выше температура. Так нельзя ли допустить и наоборот, что в периоды с теплым климатом приходящая на Землю солнечная радиация была повышенной, а, например, во время ледниковых периодов она снижалась? Такую гипотезу высказал знаменитый ирландский астроном, эстонец по происхождению, Э. Эпик (который первым, еще в конце 30-х годов, пришел к выводу, что источником энергии Солнца и звезд являются термоядерные реакции синтеза).
Мы, однако, в этой книге не будем становиться на такую точку зрения, „^о-первьпс,- потому, что имеющееся сегодня в науке понимание генезиса климата еще столь неуверенно, что оно допускает и противоположные предположения о влиянии колебаний солнечной радиации на климат (так, по гипотезе Дж. Симпсона, небольшое повышение солнечной радиации должно приводить не к климатическому потеплению, а, наоборот, к похолоданию вследствие увеличения испарения, облачности, зимних снегопадов, замедления снеготаяния из-за повышенной облачности и результирующего роста ледников). Во-вторых, и это главное, никаких доказательных данных об изменениях суммарной солнечной радиации наука не имеет.
Так, производившиеся в 1930—1972 гг. многократные измерения полного потока лучистой энергии Солнца на среднем расстоянии от Земли до Солнца дали для него значение 1360± ±20 Вт/м2= 1,95±0,03 кал/(см2-мин) (чему соответствует полная мощность солнечного излучения — светимость Солнца — около 4-Ю33 эрг/с) с разбросом от 1322 до 1428 Вт/м2 [237], вполне укладывающимся в пределы ошибок измерений и имеющим чисто случайный характер, без какой-либо регулярности во времени. Поэтому указанная величина получила наименование солнечной постоянной.
Эти измерения относятся, конечно, лишь к ничтожно малому по сравнению со всей историей Земли промежутку времени. Однако основные фактические данные статистики звезд и объясняющие их теоретические представления современной астрофизики приводят к выводу о стабильности светимости Солнца и для огромных промежутков времени — порядка многих миллиардов лет. Согласно звездной статистике, на приведенной на рис. 1.2 диаграмме светимость — цвет (впервые построенной в начале XX в. датчанином Эйнаром Герцшпрунгом и американцем Норрисом Ресселом) более 99% звезд попадает на так называемую главную последовательность, т. е. узкую полосу, протягивающуюся из левого верхнего угла — большие светимости и сине-фиолетовые цвета, отвечающие высоким температурам излучения в 40—50 тыс. градусов,— в правый нижний угол—-низкие светимости и оранжево-красные цвета, отвечающие низким температурам излучения около 3000 К (по цвету
§ 1.2. Астрономические факторы
15
звезды делят на последовательные спектральные классы О, В, д, F, G, К, М, каждый из которых можно подразделить на 10 последовательных подклассов от 0 до 9; наше Солнце оказывается на главной последовательности и имеет спектральный класс G2 — так называемый желтый карлик). Попадание большинства звезд на главную последовательность означает, что в процессе своей эволюции они проводят
Рис. 1.2. Диаграмма Герц-шпруига — Рессела.
большую часть своего существования на этой последовательности. На ней же, как показывают простейшие оценки теории звездного равновесия (см. например, книгу И. С. Шкловского [91]), светимость определяется массой звезды и, следовательно, меняется со временем мало.
По изложенным причинам далее в этой книге мы не будем пытаться объяснять происходившие на Земле колебания климата при помощи гипотез о вариациях приходящей на Землю солнечной радиации. Но ради объективности мы перечислим здесь некоторые из гипотез о короткопериодных и долгопериодных вариациях солнечного излучения.
Во-первых, упомянем гипотезы о возможности связи вариаций солнечной постоянной с колебаниями солнечной активности, известными как 11-летний цикл солнечных пятен или 22-летний цикл обращений полярности гелиомагнитного поля (заметим, что в этих явлениях, вероятно, имеется и более долгопериодная изменчивость, как это показывает, например, «период Маундер» 1645—1715 гг., во время которого на Солнце, по-видимому, не появлялось пятен). Однако солнечная активность проявляется резко лишь в колебаниях корпускулярной и жесткой электромагнитной компонент солнечного излучения, несущих очень малую долю его полной энергии, данные же о возможных проявлениях цикла солнечных пятен в вариациях
16
Глава 1. Климатообразующие факторы
суммарной солнечной постоянной, полученные до сих пор (см., например, [269]), весьма невыразительны и вряд ли могут дать основу для каких-либо выводов о генезисе колебаний климата.1 Гораздо более эффектны результаты нейтринных экспериментов американского ученого Р. Дэвиса (1967—1968 и 1972 гг.), в которых были предприняты попытки измерить идущий от Солнца поток электронных нейтрино ve, образующихся в ходе термоядерных реакций в солнечных недрах. Для этого была использована предложенная Б. М.. Понтекорво еще в 1946 г. реакция «обратно/^ бета-распада» хлора Cl37 + ve->Ar37 + e_, чувствительная к наиболее высокоэнергетическим частицам в потоке солнечных нейтрино (с энергиями свыше 0,814 МэВ — такие высокоэнергетические нейтрино могут образовываться в одной из возможных ветвей протон-протонной термоядерной реакции, в которой ядро Не3, соединяясь с ядром Не4, дает бериллий Be7, его соединение с протоном дает бор В8, а бета-распад последнего B8->Be8 + e+4-ve порождает указанные нейтрино; эффективность такой генерации нейтрино чрезвычайно сильно зависит от температуры Т — она пропорциональна Г29, так что количество этих нейтрино в потоке солнечного излучения дает очень надежную меру температуры в недрах Солнца). В экспериментах Р. Дэвиса приемником служил объем, содержащий 610 т жидкого четыреххлористого углерода C2CU, помещенный в глубокую шахту для экранировки от фона космических лучей. Образующийся в этом объеме радиоактивный аргон Аг37 накапливался в течение 100 сут, затем извлекался продуванием гелием и адсорбцией на активированном угле при температуре —196° С, и количество распадающихся атомов Аг37 подсчитывалось пропорциональным счетчиком.
По теории, основанной на модели недр Солнца с температурой в центре 15 млн. градусов, счетчик в установке Р. Дэвиса должен был регистрировать 45 атомов Аг37 за эксперимент. Но опыт дал отрицательный результат: регистрировалось не более восьми атомов Аг37, что соответствовало оценке фоновых помех. Это можно пытаться объяснять какими-то до сих пор не вскрытыми систематическими ошибками эксперимента, неверностью использованных при оценках количественных лабораторных данных о скоростях нейтринных реакций, изменениями свойств солнечных нейтрино за время их полета до Земли (например, предложенными Б. М.. Понтекорво «осцилляциями» — превращениями электронных нейтрино в мюонные или в антинейтрино) или, наконец, неправильностью имеющихся моделей Солнца — скажем, тем, что сейчас температура в его недрах
При желании читатель без труда может познакомиться с литературой, содержащей другие точки зрения.
§ 1 2 Астрономические факторы
17
ниЖе, чем п0 этим моделям. Последнее предположение развили у фаулер и затем Д. Эзер и А. Камерон и Сакураи. По их гипотезам, недра Солнца периодически (каждую сотню миллионов лет) перемешиваются и приходят в состояние с пониженной температурой (на время порядка 10 млн. лет), в котором снижаются и нейтринное излучение (на порядок), и фотонная светимость (на 20—35%); такое состояние имеет место и сейчас. Пам представляется, однако, что принимать для объяснения отрицательных результатов нейтринного эксперимента Р. Дэвиса именно эту гипотезу было бы по меньшей мере преждевременным.
Более серьезными, хотя, может быть, количественно еще и не окончательными представляются расчеты эволюционного тренда в светимости Солнца. Выше говорилось о стабильности положения Солнца на главной последовательности диаграммы Герцшпрунга—Рессела. Однако какая-то эволюция все-таки происходит, так как «ядерное горючее» (водород) постепенно выгорает, и химический состав недр Солнца изменяется. Светимость при этом меняется очень медленно — она определяется главным образом массой звезды — но все же, согласно расчетам, у звезд с массой около солнечной за время порядка 10 млрд, лет светимость возрастает на десятки процентов, и положение звезды на диаграмме Герцшпрунга—Рессела смещается с нижней кромки главной последовательности вверх, на ее верхнюю кромку. По расчетам классика звездных моделей М. Шварцшильда [271], за время существования Солнца на главной последовательности его радиус увеличился на 4%, а светимость на 60%. Впоследствии расчеты повторялись многими исследователями. Так, Л. Аллер [96] приводит результаты расчетов Сирса и Браунли, давших вдвое более низкие темпы эволюции Солнца: за 4,5 млрд, лет плотность в центре Солнца увеличилась с 90 до 160 г/см3, температура — с 14 до 16 млн. градусов, а его светимость возросла с 2,9 до 3,9- 1023 кВт, так что в начале пребывания Солнца на главной последовательности она составляла 3/4 от современной. Такие результаты по мере их уточнения и увеличения их надежности, очевидно, уже будет целесообразно учитывать в работах по восстановлению эволюции климата в течение истории Земли (см. [265]).
Солнечная постоянная /0, о которой речь уже шла выше, представляет собой поток солнечной радиации за единицу времени через единичную нормальную лучам площадку вне атмосферы при среднем расстоянии а Земли от Солнца. Поскольку, однако, лучи падают на поверхность Земли и верхнюю границу атмосферы, как правило, не перпендикулярно, а наклонно, то представляет интерес поток солнечного тепла на горизонтальную площадку или инсоляция I. Гели учесть, что расстояние г
18
Глава 1. Климатообразующие факторы
Рис. 1.3. Инсоляция на верхней границе атмосферы в кал/(см2• сут) при/0= = 1,946 кал/(см2 • мин) как функция широты и времени года [214].
между Землей и Солнцем в течение года изменяется, а угол наклона солнечных лучей зависит от широты места ф, времени года и времени суток, то инсоляция на верхней границе атмосферы или на поверхности Земли при отсутствии атмосферы в каждый данный момент равна
I = /0 {— fcos С = /0 (— У (simp sin 6 + cos ф cos 6 cosф), \ г )	\ г ]
где £ — зенитный угол Солнца, 6 — склонение Солнца (угол между направлением на Солнце и плоскостью экватора), ф— часовой угол (т. е. угол, отсчитываемый на запад от плоскости меридиана до плоскости, проходящей через Солнце и полюсы мира).
Если проинтегрировать I по времени от момента восхода Солнца до момента его захода (или за полные сутки, если Солнце не заходит), то получим суточную инсоляцию. На рис. 1.3 показано изменение суточной инсоляции в зависимости
1 2. Астрономические факторы
19
от сезона и широты. Поскольку любая точка земной поверхности или пограничной поверхности атмосферы за сутки описывает полную окружность, суточные суммы солнечного тепла не зависят от долготы. Они зависят только от другой пространственной координаты — широты, т. е. их распределение обладает широтной зональностью. Широтная зональность инсоляции имеет особенно резкий характер зимой соответствующего полушария, она хорошо выражена и в переходные сезоны, причем одновременно в обоих полушариях.
В моменты равноденствий инсоляция максимальна на экваторе (весной северного полушария около 892 кал/(см2•сут) и равна нулю на полюсах. В зимнем полушарии в полярных областях Солнце не показывается над горизонтом, и во всех этих областях (в момент зимнего солнцестояния между полюсом и параллелью 66,6°) инсоляция равна нулю. На рис. 1.3 эти области полярной ночи показаны штриховкой.
На экваторе во время зимнего (для северного полушария) солнцестояния суточная инсоляция равна 847 кал/(см2-сут). Летом соответствующего полушария солярная зональность существенно сглаживается: инсоляция в это время зависит от широты очень слабо. В момент летнего солнцестояния (для северного полушария) инсоляция достигает максимума на северном полюсе. Здесь ее значение составляет примерно 1077 кал/(см2X Хсут), тогда как на экваторе она равна в это время примерно 792 кал/(см2-сут). Но изменение между экватором и полюсом происходит не монотонно. Так, летом в северном полушарии имеется вторичный максимум суточной инсоляции (около 994 кал/(см2 • сут) между 40 и 45° с. ш. и вторичный минимум (около 979 кал/(см2-сут) между 60 и 65° с. ш. Однако в целом за год суммарная инсоляция в полярных районах оказывается значительно меньше, чем на экваторе, т. е. в целом за год преобладает широтная зональность инсоляции. Именно вследствие этого, несмотря на некоторые возмущающие эффекты горизонтальной неоднородности атмосферы (создающие особенности в распределении отраженной и поглощенной радиации) и поверхности Земли, возникает отчетливо выраженная зональность климатов.
Заметна асимметрия в сезонной инсоляции северного и южного полушарий: летом северного полушария Земля находится у афелия своей орбиты, на наибольшем расстоянии г от Солнца (около 1,52-1013 см), а летом южного полушария — У перигелия орбиты, на наименьшем расстоянии от Солнца (около 1,47- 1013 см). Поэтому в южном полушарии летняя инсоляция больше, а зимняя — меньше, чем в северном полушарии. Однако в целом за год эти различия в притоке солнечного тепла на границу атмосферы сглаживаются, и годовая инсоля
20
Глава 1. Климатообразующие факторы
ция на одинаковых широтах южного и северного полушария одинакова.
Другой характерной особенностью распределения инсоляции, которая видна на рис. 1.3, является сезонность. Выделяют четыре астрономических сезона — весну, лето, осень и зиму, границами которых служат положения Солнца на эклиптике в точках Х = 0, л/2, л, Зл/2, где X — долгота Солнца на эклиптике, отсчитываемая от точки весеннего равноденствия в сторону, противоположную суточному движению небесной сферы. При таком выделении сезонов инсоляция весной, как это видно из рисунка, в точности р^вна инсоляции в течение лета, а инсоляция осенью .-^зимней Инсоляции. Поэтому можно объединить одинаковые по суммам получаемого тепла сезоны между собой и рассматривать летнее (с индексом «s») и зимнее (с индексом «да») полугодия.
Суммарная инсоляция за эти полугодия равна:
9	е)+ sin<psine],
2л у 1 — е2
9	е) —sinфsine],
з(ф.
*о2о	0
Здесь 1170 =	Т'о — длительность года (около 3,16-107 с);
е — эксцентриситет земной орбиты (равный в настоящее время 0,017); е — наклон плоскости земного экватора к плоскости орбиты (сейчас 23,45°); фо — часовой угол Солнца в момент его захода. Вывод этих выражений можно найти, например, в книге А. С. Монина [54].
Сезонность солярного климата можно охарактеризовать разностью сумм инсоляции за летний и зимний сезоны:
^7  рГо sin <р sin s
s w	л У1 — е2
Нетрудно видеть, что эта разность зависит не только от светимости Солнца и широты места, но и от периода обращения вокруг Солнца, наклона экватора к эклиптике и эксцентриситета. Эти величины на протяжении долгой истории Земли могли заметно меняться. Однако суммы солнечного тепла за астрономические сезоны неудобны для использования, так как вследствие неравномерности движения Земли по орбите отрезки времени, к которым они относятся, т. е. продолжительность астрономических сезонов, могут меняться вместе с изменением
§ 1.2. Астрономические факторы
21
эксцентриситета. Таким образом, эти суммы не характеризуют с достаточной точностью количества солнечной энергии за единицу времени. Вместо них можно рассматривать, как это сделал М. Миланкович [233], так называемые калорические полугодия
Рис. 1.4. Суммы тепла в ккал/см2 за калорические полугодия для различных широт северного и южного полушарий (эпоха 1950 г.)
Сплошная кривая — летние полугодия, пунктирная кривая — зимние полугодия.
и суммы солнечного тепла, получаемые в течение этих полугодий.
Калорические полугодия определяются как полугодия одинаковой продолжительности Т0/2, когда на данной широте любое значение суточной инсоляции в летнее полугодие больше любого значения суточной инсоляции в зимнее полугодие. На рис. 1.4 показаны суммы тепла за калорические полугодия на разных широтах для эпохи 1950 г., вычисленные в Институте океанологии АН СССР. Формулы Миланковича для соответствующих сумм солнечного тепла имеют вид:
Qs яг	(S (ф, е) + sin ф sin б — esin П cos ф ),
2л \	л	/
j т /	4	\
Qw яг-0—0- S(ф, е) — sinфsinб-|-esinПcosф .
2я \	л	/
Так же как и суммы тепла за астрономические полугодия, суммы Qs и Qw зависят на данной широте от наклонения оси вращения Земли и элементов орбиты. При этом считается, что светимость Солнца и, следовательно, солнечная постоянная и период обращения Земли вокруг Солнца неизменны. Здесь П — долгота перигелия, т. е. самой близкой к Солнцу точки орбиты, отсчитываемая от точки весеннего равноденствия. Изменения б и е sin П действительно происходят. Это показывают расчеты движения Земли с учетом возмущений, создаваемых действием на Землю сил притяжения других планет. Расчеты возмущенных движений производились еще Ж. Лагранжей (1782 г.), а затем с последовательными уточнениями — многими другими исследователями.
22
Глава 1. Климатообразующие факторы
Сопоставляя формулы для Qs и Qw, легко заметить, что для каждой данной широты планетные возмущения не меняют получаемой Землей в целом годичной суммы солнечного тепла, но могут приводить к изменениям распределения этого тепла по широтам и по сезонам года и потому могут сказываться на климате. Так, увеличение е sin П приводит к уменьшению разности между суммами тепла, получаемыми в летнее и зимнее калорические полугодия, а увеличение угла е, наоборот, к увеличению этой разности. Можно ожидать, например, что более холодные лета и теплые зимы будут способствовать росту ледников и за длительное в|ремя (много тысячелетий) могут привести к ледниковбй эпохе. Впервые значительные колебания климата В плейстоцене предложил объяснять изменениями этих величин выдающийся югославский ученый М. Миланкович [233]. Он рассчитал аномалии сумм солнечного тепла за летнее калорическое полугодие, которые получаются как суммы соответствующих аномалий величин е и е sin П, взятых с некоторыми коэффициентами:
AQS 1 Г/dS \	.	1 	2 cos Ф 4 , . т-гх
Д- +sintpcose0 Де------Д (esinll).
/ q/ о	[_ у и& ] q	5Т
Аналогичная формула получается для аномалий сумм в зимнем калорическом полугодии. Для своих расчетов М. Миланкович использовал результаты вычислений возмущенных движений Земли, выполненных В. В. Мишковичем. Для наглядной демонстрации результатов М. Миланкович рассчитывал колебания эквивалентной широты <pi (/) для 65° с. ш., т. е. той широты, на которой в настоящее время за летнее калорическое полугодие получается столько же солнечного тепла, сколько в прошлом получалось на широте 65° северного полушария. Рост эквивалентной широты означает похолодание, убывание — потепление.
Расчеты, произведенные Миланковичем, были затем повторены с небольшими уточнениями рядом авторов. Последние наиболее детальные расчеты провели советские астрономы Ш. Г. Шараф и Н. А. Будникова [85—87] на период в 30 млн. лет в прошлое и на 1 млн. лет в будущее время. Оказалось, что эксцентриситет е колебался в пределах 0,0007—0,0658 (его значение в настоящее время 0,017), преимущественно с периодами около 0,1; 0,425 и 1,2 млн. лет; наклон е колебался в пределах 22,068—24,568° с периодами около 41 и 200 тыс. лет. Отклонения значений е sin П от его значения в 1950 г. изменялись в пределах от +0,03 до —0,07 со средним периодом около 21 тыс. лет. Эти периоды неплохо соответствуют нашим представлениям о продолжительности колебаний климата в плейстоцене. Эквивалентные широты колебались в пределах 58—79° (т. е. до
§ 1.2. Астрономические факторы
23
вольно значительно) с преимущественными периодами в 41 тыс. лет и 1,2 млн. лет. Построенные Ш. Г. Шараф и Н. А. Будниковой графики хода эквивалентных широт показаны на рис. 1.5.
Максимумы эквивалентных широт (tpi^69°) можно попытаться сопоставить с ледниковыми периодами. Тогда получаются возрасты Дунайских ледниковых эпох — 970, 855 и
1.5. Эквивалентные широты для Q, (65° с. ш.) за последний 1 млн лет (а) и на 1 млн лет вперед (б) [85].
Рис.
685 тыс. лет, Гюнца — 590 и 565 тыс. лет, Минделя — 476 и 435 тыс. лет, Рисса — 230 и 187 тыс. лет, Вюрма—115, 72 и 25 тыс. лет. Эти возрасты удовлетворительно согласуются с имеющимися фактическими данными о последовательности и длительности ледниковых периодов плейстоцена.
Если между максимумами эквивалентных широт и ледниковыми периодами в самом деле имеется генетическая связь, то кривую на рис. 1.5 б можно интерпретировать как предсказание на будущее ледниковой эпохи с оледенениями типа Гюнца через 170, 215, 260 и 335 тыс. лет, затем сильного оледенения через 505 тыс. лет, эпохи с сильными оледенениями типа Рисса через 620, 665 и 715 тыс. лет и, наконец, эпохи с одним сильным и двумя слабыми оледенениями через 830, 870 и 910 тыс. лет (заметим, впрочем, что к этим временам техника наверняка сможет предотвращать ледниковые периоды, если, конечно,
24
Глава 1. Климатообразующие факторы
будет устранена опасность социальных катастроф). Следует подчеркнуть, что в настоящее время Земля находится, по-видимому, в состоянии типичного межледниковья, и можно ожидать, что через время порядка десятков тысячелетий будет наступать следующий ледниковый период.
В последние годы получено большое количество новых фактических данных о глобальных колебаниях климата в плейстоцене. Значительную долю среди них составляют колонки океанических отложений, которые имеют важное преимущество перед наземными отложениями. Это преимущество заключается в значительно большей-^Целостности последовательности отложений, нежели на суше, где отложения часто смещались в пространстве и многократно переотлагались. Совсем недавно был проведен спектральный анализ таких океанских последовательностей [177], относящихся к последним примерно 500 тыс. лет. Для анализа были отобраны две колонки из центральной части Индийского океана между субтропической конвергенцией и антарктическим океанским полярным фронтом (43—46° ю. ш.). Этот район одинаково далеко расположен от материков и потому мало подвержен влиянию колебаний эрозионных процессов на них. В то же время район характеризуется достаточно большой скоростью осадконакопления (более 3 см/1000 лет), так что можно различить климатические колебания с периодом значительно меньше 20 тыс. лет.
В качестве индикаторов колебаний климата были выбраны относительное содержание тяжелого изотопа кислорода 6О18 в планктонных фораминиферах, видовой состав радиоляриевых сообществ, а также относительное содержание (в процентах) одного из видов радиолярий Цикладофора давизиана. Первый индикатор отражает изменения в изотопном составе океанской воды, связанные с возникновением и таянием ледниковых щитов северного полушария. Второй индикатор показывает колебания в прошлом температуры воды на поверхности (Ts). Третий индикатор нечувствителен к температуре, но чувствителен к солености. Спектры колебаний каждого из трех индикаторов показывают наличие трех пиков (рис. 1.6).
Наибольший по величине пик приходится примерно на период 100 тыс. лет, второй по величине — на 42 тыс. лет, третий— на 23 тыс. лет. Первый из этих периодов весьма близок к периоду изменения эксцентриситета орбиты, причем фазы изменений совпадают. Второй период колебаний климатических индикаторов совпадает с периодом изменений угла наклона земной оси. В этом случае сохраняется постоянное соотношение фаз. Наконец, третий период соответствует квазипериоди-ческим изменениям величины esinll, характеризующей предварение равноденствий.
$ 1.3. Геофизические факторы
25
е 0,033 0,067 0,100 0,133 0,167 О 0,033 0,067 0,100
1____I	I I_______I----1----1
0,133'0,167 0 0,033 0,067 0,100 0,133 0,167
f цикл /1000 лет
I I 11 I I___________________I----1
7,5 6	100 30 15 Ю 7.5 61/Г
I I I I 1 I I_______________________________1_____1------1-
ЮО 30 15 10 7,5 S 100 30 15 10
Ciautsiana %
0,033 0,100 0,167 0,067 0,133
О 0,067 0,133 0,133 0,100 0,167
5'цикл / 1000 лет
। ... 1_j____I ,	।
О 0,067 0,133  0,033	0,100 0,167
100 30 15 10 7,5 6 100 30 15 10 7,5 6 100 30 15 10 7,5 6 1/Г
Рис. 1.6, Спектры колебаний некоторых астрономических параметров:
1—	наклон оси, 2— прецессия (а); инсоляция на 55° ю. ш. зимой (6) и на 60° с. ш. летом (в), а также спектры изменений трех выбранных климатических индикаторов в последние 468 тыс. лет [177].
Все это заставляет считать изменения параметров земной орбиты и наклона земной оси важными факторами изменения климата и свидетельствует о торжестве астрономической теории Миланковича. В конечном счете глобальные колебания климата в плейстоцене можно объяснить именно этими изменениями.
§ 1.3.	Геофизические факторы
Вторая группа климатообразующих факторов включает в себя так называемые геофизические факторы, связанные со свойствами Земли как планеты. Некоторые из них воздействуют на климатическую систему в целом (в каждой ее точке), другие определяют условия (потоки свойств и субстанций) на нижней
26
Глава Г Климатообразующие факторы
границе. К этим факторам относятся размеры и масса планеты, скорость вращения вокруг оси, собственные гравитационное и магнитное поля, внутренние источники тепла, свойства поверхности планеты, которые определяют ее взаимодействие с атмосферой.
Самой главной, первичной характеристикой планеты является ее масса Ме. Вместе с радиусом планеты г0 она определяет главную часть ее гравитационного поля, которую можно характеризовать ускорением ga—GMelr(?, vp$G — гравитационная постоянная. Вклад в гравитационное поле собственного вращения Земли на экваторе не превышает 0,35%, а на полюсе он равен нулю. Гравитационное поле определяет способность Земли удерживать газовую оболочку — атмосферу — и в значительной мере определяет даже состав атмосферы. Чем больше масса планеты, тем легче ей при той же температуре экзосферы удерживать все более легкие газы. Наоборот, чем меньше ее масса, тем легче она теряет все более тяжелые газы и может вообще лишиться газовой оболочки. Примером могут служить Земля и Луна, находящиеся на одинаковом удалении от Солнца и поэтому одинаково обогреваемые им. Гравитационное поле определяет также величину атмосферного давления на поверхности и плотностную стратификацию атмосферы. Будь Земля более массивной, атмосфера такой же массы, как современная, была бы более тонкой и имела бы более устойчивую стратификацию. То же произошло бы и с океаном. Многие другие геофизические факторы формирования климата в свою очередь зависят от массы планеты. Так, от нее зависит в конечном счете расчлененность рельефа поверхности, интенсивность внутренних источников тепла и проявления вулканизма и т. д.
Измерения в глубоких скважинах и шахтах показывают, что температура в земной коре с глубиной возрастает со скоростью примерно 30° С/км; это так называемый геотермический градиент температуры. Умножив эту величину на коэффициент теплопроводности горных пород (около 0,005 кал/(см • с• °C), получаем геотермический поток тепла. Измерения на суше и на дне океана дают среднюю величину 1,5-10-6 кал/(см2-с) (разброс измеренных величин несколько больше на дне океана, чем на суше). Для Земли в целом это дает ежегодную теплопотерю порядка 1028 эрг, что составляет около 0,02% от ежегодного количества поступающего на Землю солнечного тепла (около 5,5• 1031 эрг). Очевидно, что с точки зрения климата геотермический поток тепла в настоящее время не играет никакой роли. Однако в прошлом его роль могла быть несколько более заметной.
Существенным климатообразующим фактором рассматриваемой группы является скорость вращения Земли вокруг оси.
$ 1.3. Геофизические факторы		27
От скорости вращения зависит отклонение формы планеты от шарообразной, она влияет, как мы видели, на гравитационное поле. Вследствие вращения Земли многие метеорологические элементы испытывают суточные колебания благодаря изменению притока солнечного тепла. Так, температура подстилающей поверхности в дневное время повышается, ночью падает. Особенно быстро реагируют на изменения инсоляции различные виды поверхности суши. Температура воздуха, нагревающегося от подстилающей поверхности, изменяется с некоторым запаздыванием по отношению к изменению инсоляции. Суточные колебания атмосферного давления происходят в основном в результате атмосферных приливов, также связанных с суточным вращением Земли. Суточные изменения других метеорологических величин, таких как влажность, облачность, ветер, связаны с суточными колебаниями основных величин. В природе суточные колебания иногда маскируются другими более интенсивными колебаниями (особенно в умеренных широтах).
Скорость вращения Земли оказывает решающее влияние на характер всей атмосферной циркуляции. Если бы скорость собственного вращения Земли была очень малой или сравнимой с периодом обращения Земли вокруг Солнца, то основные термические контрасты, которые создают циркуляцию атмосферы, возникали бы между нагретым дневным и охлажденным ночным полушарием. Когда скорость вращения увеличивается, преобладающими становятся различия между полярными и экваториальными районами. Поскольку атмосферные газы баро-клинны (т. е. их плотность зависит не только от давления, но и от температуры), а следовательно, способны к термическому расширению, неравномерный нагрев приводит к развитию атмосферных движений: нагретые и, следовательно, наименее плотные объемы атмосферного газа у поверхности Земли на экваторе поднимаются и, оттекая поверху к полюсам, замещаются подтекающими снизу от полюсов холодными и плотными объемами газа. Таким образом, в меридиональной плоскости в каждом полушарии образуется конвекционная ячейка, переносящая тепло от экватора к полюсам и стремящаяся выравнять термические контрасты.
Однако вращение Земли, поскольку оно не слишком медленное, вносит изменения в характер этой меридиональной циркуляции. Благодаря ему порции атмосферного газа, движущиеся со скоростью и, приобретают кориолисово ускорение 2<вХи (со — вектор угловой скорости вращения Земли), горизонтальная компонента которого при горизонтальных движениях направлена в северном полушарии вправо, а в южном влево от направления движения. Величина этого ускорения пропорциональна скорости и, причем коэффициент пропорциональности,
28
Глава 1. Климатообразующие факторы
так называемый параметр Кориолиса f=2(o|sin<p| (<р — географическая широта),— равный на экваторе нулю, возрастает к полюсам (его изменение по меридиану называется бета-эф-фектом). Из-за действия силы Кориолиса оттекающие к полюсам порции экваториального воздуха в умеренных широтах поворачивают на восток, создавая там западный перенос; направленное же к экватору нижнее пассатное течение отклоняется к западу. Таким образом, пассатная циркуляция не достигает полярных районов, а потому не может выравнять температуры тропической и полярных зон. В результате разность между температурами этих зон достигает достаточно больших значений, так что в умеренных широтах возникают неустойчивости специфических вихревых волн Россби. Эти бароклинные волны приводят к эффективному меридиональному перемешиванию в каждой широтной зоне, к переносу тепла к полюсам и к заметному уменьшению разностей температуры между ними и тропической зоной. Изменения скорости вращения Земли могут привести к изменению протяженности пассатных циркуляций, зон господства волн Россби и температурных контрастов между полюсами и экватором.
Другим важным фактором, принадлежащим к рассматриваемой группе, является неоднородность свойств подстилающей поверхности. Подстилающая поверхность сама входит в систему, в которой определено понятие климата, но ее состояние оказывает существенное влияние на другую составляющую — атмосферу, по отношению к которой подстилающую поверхность можно рассматривать как нижнюю границу. Через эту границу происходит перенос количества движения, тепла и вещества.
Между вращающейся подстилающей поверхностью и атмосферой происходит постоянный обмен импульсом. В низких широтах в области пассатной циркуляции, где поверхность Земли имеет особенно большую линейную скорость вращения, происходит перенос импульса от подстилающей поверхности к атмосфере. В умеренных широтах в зоне западного переноса происходит, наоборот, передача количества движения от атмосферы к поверхности Земли. В сумме по всему земному шару и за длительный период эти потоки уравновешиваются. Однако потоки импульса зависят не только от относительных скоростей вращения, но и от физических и геометрических параметров подстилающей поверхности. Поверхность океанов, например, служит своеобразным буфером, уменьшающим поток импульса в атмосферу или к твердой поверхности планеты. Разница в потоке импульса, возникающая от замены суши океаном, передается в океан и участвует в генерации океанских движений. Шероховатость поверхности суши (которая в течение долгой исто
§ 1.3. Геофизические факторы '	”	29’
рии Земли изменялась) также существенно влияет на потоки импульса. Особую роль играют высокие меридиональные горные хребты, которые значительно увеличивают вращающий момент, действующий в одних областях на атмосферу, в других, наоборот, на поверхность Земли.
Существенно расположение источников и стоков тепла на подстилающей поверхности. Большая часть тепловой энергии, которую получает атмосфера, поступает от подстилающей поверхности, тепловое состояние которой зависит от таких физических свойств ее, как отражательная способность, или альбедо, излучательная способность, теплоемкость и теплопроводность, а также подвижность. Поверхность океана, имеющая малое альбедо (0,05—0,10), поглощает больше солнечной энергии, чем различные виды поверхности суши (альбедо от 0,10 до 0,30) и особенно снега и льда (альбедо 0,70—0,90). Излучательная способность этих поверхностей различается незначительно. Благодаря большой теплоемкости и теплопроводности воды океаны накапливают тепло (за счет турбулентности прежде всего) и затем в определенные промежутки времени могут его расходовать, обогревая атмосферу. Благодаря наличию движений в океанах такие источники тепла для атмосферы могут возникать далеко от тех районов, где происходит аккумуляция солнечной энергии (рис. 1.7).
Важную роль в формировании климата играют так называемые термодинамически активные примеси, т. е. переменные компоненты атмосферы. К ним относятся, например, водяной пар, углекислый газ, аэрозоль. Главным источником водяного пара в атмосфере являются океаны; его содержание в атмосфере зависит от площади поверхности океанов и от температуры. При постоянстве этих факторов большое значение имеет распределение океанов и материков по широтным зонам. В то же время океан служит в основном стоком для аэрозолей, главным источником которых являются материки.
Углекислый газ поступает в атмосферу при извержении вулканов, разложении органического вещества в верхнем слое почвы (так называемое дыхание почвы) и при дыхании растений суши. В последние десятилетия становится заметным приток углекислого газа в результате сжигания ископаемого топлива. Единственным потребителем углекислого газа на суше является растительность, которая ассимилирует его в основном путем" фотосинтеза. Между океаном и атмосферой постоянно происходит интенсивный обмен углекислым газом. Растворимость углекислого газа существенно зависит от температуры океана, значительно ухудшаясь с повышением последней. Поэтому холодный океан может быть стоком для углекислого газа, а теплый, наоборот, его источником. В настоящее время
Рис. 1.7. Январские изаномалы температуры воздуха (отклонения температуры от средней для данной широты).
Глава 1. Климатообразующие факторы
§ 1.3. Геофизические факторы	31
считается, что океан в целом является стоком для углекислого газа, частично компенсирующим приток углекислого газа от различных источников.
Различия в свойствах поверхности океанов и суши приводят к такому явлению, как циркумконтинентальность, т. е. изменение климатических характеристик в направлении, поперечном границам материков. Особенно ярко это проявляется над массивными и изолированными блоками суши. Короче говоря, с удалением в глубь материка усиливается континентальность климата, т. е. увеличиваются годовые и суточные амплитуды температуры воздуха, уменьшается относительная влажность и облачность летом и днем, уменьшается количество осадков, а их выпадение становится нерегулярным и т. п. В качестве примера на рис. 1.8 приводится распределение годовых амплитуд температуры воздуха.
В некоторых районах возникают так называемые муссонные эффекты, заключающиеся в резкой сезонной смене атмосферной циркуляции и связанной с ней погоды. Обычно это наблюдается при формировании над сушей термического антициклона зимой и циклона летом. Во многих случаях муссонные эффекты усиливаются сезонными миграциями планетарных фронтальных зон. Таков, например, классический индийский муссон, который особенно ярко выражен благодаря годовому смещению экваториальной барической ложбины вместе с Солнцем. На рис. 1.9 показаны области, где в той или иной мере проявляются муссонные эффекты. Большинство из них приурочено к пограничным зонам суши и океана.
Таким образом, распределение океанов и материков, обладающих столь разными свойствами, определяющими потоки импульса, тепла и термодинамически активных примесей, существенным образом влияет на климат Земли, вызывая отклонения от широтной зональности, делая его более мягким или более континентальным. Влиянию неоднородностей подстилающей поверхности на атмосферную циркуляцию и климат способствует и то обстоятельство, что вращение Земли вокруг оси происходит не очень быстро — вращательное число Маха М = = иг3 /с, где со — угловая скорость вращения Земли, г3 — ее радиус, с — скорость звука, составляет около 1,4.
Поскольку воздух нагревается от подстилающей поверхности, его температура с высотой понижается. Уменьшается с высотой и влагосодержание. Основным источником атмосферных тепла и влаги является океан, занимающий 70,8% поверхности Земли. Области суши высотой более 1000 м занимают всего 8,4% поверхности Земли. Поэтому приземные климаты горных областей, несмотря на многочисленные локальные особенности, складываются главным образом под влиянием этого планетар-
Рис. 1.8. Изолинии годовых амплитуд температуры воздуха
Рис. 1.9. Области муссонов и муссонной тенденции [82].
Заштрихованы области с углом от 120 до 180° между преобладающими направлениями ветра в январе и июле. Средняя повторяемость преобладающих направлений ветра в эти месяцы: 1) >60%; 2) 40—60%; 3) < 40%.
ного убывания температуры и влажности с высотой над уровнем моря. В результате на склонах гор возникают сменяющие друг друга с высотой климатические зоны — проявляется вертикальная зональность климатов.
§ 1.4.	Метеорологические факторы
Климат Земли зависит от характеристик каждого из звеньев климатической системы и в первую очередь от характеристик атмосферы и гидросферы. Главными метеорологическими климатообразующими факторами являются масса и химический состав атмосферы.
Масса атмосферы определяет ее механическую и тепловую инерцию, ее возможности как теплоносителя, способного передавать тепло от нагретых областей к охлажденным. Без атмосферы на Земле существовал бы «лунный климат», т. е. климат лучистого равновесия.
Атмосферный воздух представляет собой смесь газов, одни из которых имеют почти постоянную концентрацию, другие —
Заказ № 1742
34
Глава 1. Климатообразующие факторы
переменную. Кроме того, в атмосфере содержатся различные жидкие и твердые аэрозоли, которые также имеют существенное значение в формировании климата. В табл. 1.1 приводится состав атмосферного воздуха у поверхности Земли, включая основные примеси, содержащиеся в нем.
Таблица 1.1.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ АТМОСФЕРНОГО ВОЗДУХА
Газ			Молекулярный вес	Объемная концентрация, %
Квазипостояиные компоненты
Азот (N2) Кислород (Оа) Аргон (Аг) Неон (Ne) Гелий (Не) Криптон (Кг) Ксенон (Хе) Водород (Н2) Метан (СН4) Закись азота (NaO)
28,016	78,110+0,004
31,9986	20,953+0,001
39,942	0,934 ±0,001
20,182	(18,18±0,04). 10—4
4,003	(5,24+0,004)-10—4
83,80	(1,14±0,01)-10-4
131,3	(0,087±0,001)-10—4
2,016	0,5-10~4
16,043	2-Ю-4
44,015	(0,5±0,1). 10—4
Термодинамически активые примеси
Вода (Н2О)
Двуокись углерода (СОг)
Озон (О3)
Двуокись серы (SO2)
Двуокись азота (NOJ
18,005	0—7
44,009	0,01—0,1; в среднем 0,032
47,998	0—10-4;
	в среднем 4-10—®
64,064	0—1 о-4
46,007	0-2-10-"
Основными составляющими являются азот, кислород аргон. Химический состав атмосферы остается постоянным npi мерно до высоты 100 км, выше начинает сказываться гравитг ционное разделение газов и относительное содержание боле легких газов увеличивается.
Для климата особенно важны переменные по содержани] термодинамически активные примеси, оказывающие, как уж говорилось, большое влияние на многие процессы в атмосфер» Часть таких примесей перечислена в табл. 1.1.
Яркий пример термодинамически активной примеси — в од г в атмосфере. Концентрация этой воды (удельная влажность к которой в облаках добавляется удельная водность) весьмг изменчива. Водяной пар вносит ощутимый вклад в плотносп воздуха, стратификацию атмосферы и особенно во флуктуации I турбулентные потоки энтропии. Он способен конденсироваться (или сублимироваться) на имеющихся в атмосфере частица!
§ 1.4. Метеорологические факторы
35
(ядрах), образуя облака и туманы, а также выделяя большие количества тепла. Водяной пар и особенно облачность резко влияют на потоки коротковолнового и длинноволнового излучения в атмосфере. Водяной пар обусловливает и парниковый эффект, т. е. способность атмосферы пропускать солнечную радиацию и поглощать тепловое излучение подстилающей поверхности и нижележащих атмосферных слоев. Благодаря этому температура в атмосфере растет с глубиной. Наконец, в облаках может иметь место коллоидальная неустойчивость, вызывающая коагуляцию облачных частиц и выпадение осадков.
Другой важной термодинамически активной примесью является углекислый газ, или двуокись углерода. Он вносит существенный вклад в парниковый эффект, поглощая и переизлу-чая энергию длинноволновой радиации. В прошлом могли происходить значительные колебания в содержании углекислого газа, что должно было отразиться на климате.
Влияние твердых искусственных и естественных аэрозолей, содержащихся в атмосфере, еще недостаточно хорошо изучено. Источниками твердых аэрозолей на Земле являются пустыни и полупустыни, области активной вулканической деятельности, а также промышленно развитые районы.
Океан также поставляет незначительное количество аэрозолей— частичек морской соли. Крупные частицы сравнительно быстро выпадают из атмосферы, тогда как самые мелкие остаются в атмосфере длительное время. Поэтому среди аэрозолей преобладают так называемые ядра Айткена с диаметром частиц 10“6—10-5 см. Эти частицы служат ядрами конденсации, и потому они постоянно вымываются из нижней тропосферы. Ядра Айткена особенно долго живут, если образуются или попадают в стратосферу, где конденсации облаков не происходит.
Аэрозоль влияет на потоки лучистой энергии в атмосфере несколькими путями. Во-первых, частицы аэрозоля облегчают образование облаков и тем самым увеличивают альбедо, т. е. Долю отраженной и безвозвратно потерянной для климатической системы солнечной энергии. Во-вторых, аэрозоль рассеивает значительную часть солнечной радиации, так что часть Рассеянной радиации (очень небольшая) также теряется для климатической системы. Наконец, некоторая часть солнечной энергии поглощается аэрозолями и переизлучается как к поверхности Земли, так и в космос. Поэтому чистый эффект аэрозоля состоит в некотором уменьшении доступной для климатической системы солнечной энергии. Однако радиационные свойства аэрозольных частиц (например, соотношение между рассеянием и поглощением) еще недостаточно изучены. До сих пор мало известно о распределении аэрозольных частиц в пространстве, По Размерам, по происхождению и т. п. На результирующий эф-2*
36
Глава 1. Климатообразующие факторы
фект аэрозоля могут влиять и такие, казалось бы, посторонние факторы, как природа подстилающей поверхности. Может оказаться, что благодаря природе этой поверхности общий эффект аэрозоля в какой-либо части климатической системы будет сведен к нулю или даже изменит знак.
В течение долгой истории Земли количество естественного аэрозоля существенно колебалось, поскольку известны периоды повышенной тектонической активности и, наоборот, периоды относительного затишья. Были и такие периоды в истории Земли, когда в жарких сухих климатических поясах располагались значительно боЛе обширные массивы суши и, наоборот, в этих поясах преобладала океаническая поверхность. В настоящее время, как и в случае углекислого газа, все большее значение приобретает искусственный аэрозоль — продукт хозяй ственной деятельности человека.
К термодинамически активным примесям относится также озон. Он присутствует в слое атмосферы от поверхности Землг до высоты 60—70 км. В самом нижнем слое 0—10 км его содержание незначительно, затем оно быстро увеличивается и достигает максимума на высоте 20—25 км. Далее содержание озона быстро уменьшается, и на высоте 70 км оно уже в 1000 раз меньше, чем даже у поверхности. Такое вертикальное распределение озона связано с процессами его образования. Озон образуется в основном в результате фотохимических реакций под действием несущих высокую энергию фотонов, принадлежащих крайней ультрафиолетовой части солнечного спектра. При этих реакциях появляется атомарный кислород, который соединяется затем с молекулой кислорода и образует озон. Одновременно происходят реакции распада озона при поглощении им солнечной энергии и при соударениях его молекул с атомами кислорода. Эти процессы вместе с процессами диффузии, перемешивания и переноса приводят к описанному выше равновесному вертикальному профилю содержания озона.
Общее содержание озона в атмосфере, если его выразить толщиной слоя этой примеси при нормальных температуре (0°С) и давлении (760 мм рт. ст.), колеблется от 0,1 до 0,6 см (в среднем около 0,3 см), а общая масса его в атмосфере составляет 3,2-1015 г, т. е. 6- 10-5% от массы атмосферы.
Несмотря на столь незначительное содержание, его роль исключительно велика и не только для климата. Благодаря исключительно интенсивному поглощению лучистой энергии при процессах его образования и (в меньшей степени) распадания, в верхней части слоя максимального содержания озона — озо-носферы — происходит сильное разогревание (максимум содержания озона находится несколько ниже, куда он попадает в результате диффузии и перемешивания). Из всей солнечной энер
1 4 Метеорологические факторы
37
гии, падающей на верхнюю границу атмосферы, озон поглощает около 4%, или 6-Ю27 эрг/сут. При этом озоносфера поглощает ультрафиолетовую часть излучения с длиной волны менее 0,29 мкм, которая оказывает губительное действие на живые клетки. При отсутствии этого озонного экрана, по-видимому, не могла бы возникнуть жизнь на Земле, по крайней мере в известных нам формах.
Океан, являющийся неотъемлемой частью климатической системы, играет в ней исключительно важную роль. Первичным свойством океана, так же как и атмосферы, является масса. Однако для климата существенно и то, на какой части поверхности Земли эта масса размещается.
Среди термодинамически активных примесей в океане можно назвать растворенные в воде соли и газы. Количество растворенных солей влияет на плотность морской воды, которая при данном давлении зависит, таким образом, не только от температуры, но и от солености. Это значит, что соленость наряду с температурой определяет плотностную стратификацию, делая ее в одних случаях устойчивой, а в других приводя к конвекции. Нелинейная зависимость плотности от температуры может приводить к любопытному явлению, получившему название уплотнения при смешении. Температура максимальной плотности пресной воды равна 4° С, более теплая и более холодная вода имеет меньшую плотность. При перемешивании двух объемов таких более легких вод смесь может оказаться более тяжелой. Если ниже окажется вода с меньшей плотностью, то перемешанная вода может начать погружаться. Однако область температур, при которых это явление происходит, в пресной воде очень узкая. Наличие растворенных солей в океанской воде увеличивает вероятность такого явления.
Растворенные соли изменяют многие физические характеристики морской воды. Так, коэффициент термического расширения воды увеличивается, а теплоемкость при постоянном давлении уменьшается, понижаются температуры замерзания и максимальной плотности. Соленость несколько понижает упругость насыщающего пара над водной поверхностью.
Выше уже говорилось о способности океана растворять большое количество углекислого газа (в этом отношении он выделяется среди других атмосферных газов). Это делает океан емким резервуаром, который в одних условиях может поглощать избыток атмосферного углекислого газа, в других — выделять углекислый газ в атмосферу. Значение океана как резервуара углекислоты еще более возрастает благодаря наличию океане так называемой карбонатной системы, которая подключает огромные количества углекислого газа, содержащегося современных отложениях известняков. ъ
38
Глава 1. Климатообразующие факторы
§ 1.5.	Неединственность климата
Мы еще не знаем, определяется ли климат Земли всеми рассмотренными выше факторами однозначно или же при одних и тех же фиксированных значениях всех климатообразующих факторов могут получаться разные климаты.
Известно, что имеются два основных класса динамических систем — эргодические и неэргодические. Лучше всего продемонстрировать это.понятие на примере простейшей динамической системы с одной степенью свободы. Ее состояние в любой момент времени определится двумя координатами (например, в случае механической системы — расстоянием и его первой производной по времени, т. е. скоростью) и может быть изображено точкой на так называемой фазовой плоскости. Эволюция системы во времени будет описываться точками, характеризующими ее последовательные состояния и образующими фазовые траектории.
Если система эргодическая, то фазовые траектории, начинаясь в разных точках фазовой плоскости (из разных начальных состояний), будут обегать одни и те же (в предельном случае все) точки фазовой плоскости или четко ограниченной части этой плоскости. Решение уравнений, описывающих динамику такой системы при фиксированных внешних параметрах, при любых начальных условиях будет давать одну и ту же статистику характеристик этой системы (одни и те же распределения вероятностей) на бесконечно большом интервале времени. В случае эргодичности климатической системы мы должны были бы признать, что при данных внешних условиях существует единственно возможный климат.
Если система не эргодическая, то ее поведение в течение очень большого промежутка времени существенно зависит от начального состояния. В случае нашей простейшей системы на фазовой плоскости имелся бы ряд изолированных клубков фазовых траекторий. Из одних начальных состояний система эволюционирует в пределах одного такого клубка, из других — в пределах второго и т. д. Решение уравнений для такой неэргодической системы за бесконечно долгое время при разных начальных условиях давало бы различные статистические характеристики системы. В приложении к климатической системе это означает, что при данных внешних параметрах мы могли бы иметь на Земле либо один климат, либо совершенно непохожий на него другой климат или даже третий и т. д.
Э. Лоренц [215, 216], который, по-видимому, впервые поставил вопрос о возможности неединственности земного климата, называл системы, обладающие свойствами эргодичности, транзитивными, а системы, не обладающие этим свойством —
1.5. Неединственность климата
39
интранзитивными. Э. Лоренц высказал предположение, что климатическая система Земли, строго говоря, не является ни той, ни другой. Согласно Э. Лоренцу, она обладает признаками транзитивности, если рассматривать ее поведение за длительный, но все же конечный отрезок времени. С другой стороны, она может иметь признаки интранзитивности, поскольку в истории Земли существовал и другой, в корне отличающийся от современного, климат эпох оледенения. Поведение упомянутой простейшей системы в этом случае изобразится на фазовой плоскости в виде, по крайней мере, двух клубков траекторий, которые на этот раз будут не изолированными, а соединенными короткими переходными отрезками. Иными словами, в области каждого клубка возможны такие состояния системы (отличающиеся порой неуловимо от других близких состояний), которые требуют перехода в область другого клубка. Такие системы Э. Лоренц предложил называть почти интранзитивными.
Математические модели климата, созданные к настоящему времени, в большинстве своем транзитивны, однако некоторые из них дают два устойчивых решения, которые напоминают ледниковый и межледниковый климат [217]. Эти последние модели, поскольку они не могут воспроизвести переход от одного климата к другому, являются интранзитивными. Реальность транзитивных, интранзитивных и почти интранзитивных систем подтверждают, кроме математического моделирования, некоторые лабораторные эксперименты и наблюдения в природе. Известные эксперименты с вращающимися жидкостями в мелких цилиндрических сосудах демонстрируют черты как транзитивности, так и почти интранзитивности [150]. При некоторых значениях внешних параметров (скорости вращения и радиального термического контраста) в жидкости возникает симметричный режим движения, так называемая циркуляция Гадлея, тогда как при других значениях появляется неупорядоченный режим движения, так называемый режим Россби. Однако имеется область значений внешних параметров, при которых может возникнуть либо один, либо другой режим, т. е. система становится почти интранзитивной. Кстати, такая почти интранзитивность в этих экспериментах была показана Э. Лоренцем аналитически [218]. Свойство интранзитивности наблюдается и в случаях перехода от режима с одним числом волн Россби к режиму _с другим числом в экспериментах с кольцевыми вращающимися сосудами [150].
Почти интранзитивность реальной климатической системы проявляется, по-видимому, в разных пространственных и временных масштабах. Мы можем видеть ее-уже в том факте, что из практически одинаковых синоптических состояний при одинаковых внешних условиях атмосфера эволюционирует
40
Глава 1. Климатообразующие факторы
совершенно различными путями. На наших глазах то в одном, то в другом районе земного шара время от времени происходят резкие скачки между двумя очень различными состояниями погоды, которые могут сохраняться относительно долго. Ярким примером такой почти интранзитивности в ограниченных масштабах являются состояние атмосферы и ее циркуляция на части северного полушария в 1976 г., когда в течение всего лета западная половина Европы изнывала от нестерпимой жары и задыхалась от лесных и прочих пожаров, а ее восточная половина утопала в воде, и люди кутались в плащи из-за дождей и холода. Можно вспомнись 1972 г., когда на европейскую часть СССР обрушилась жесточайшая засуха, совпавшая со слабым летним муссоном и засухой в Индии. Примерами проявления почти интранзитивности могут служить также явление Эль-Ниньо в восточной экваториальной части Тихого океана и у берегов Перу — Эквадора, продолжительные засухи в поясе саванн в Северной Африке и т. п.
Ниже мы увидим, что климат Земли в течение исторического времени испытывал значительные колебания, хотя заметных изменений внешних параметров не происходило. Эти колебания происходили сравнительно быстро, но состояния, предшествовавшие им и следовавшие за ними, продолжались по нескольку сотен лет. Это также может говорить в пользу почти интранзитивности земного климата. Ниже мы увидим также, что в колонках материкового льда и океанских донных осадков запечатлелись длительные эпохи, в течение которых господствовали разные климаты с резкими переходами между ними.
Можно видеть, что климатическая система на Земле сложна. Она . включает в себя такие сложные звенья, как атмосфера, океан, лед, суша, биосфера. Система имеет большое число степеней свободы, в ней происходят всевозможные фазовые переходы воды, протекают многочисленные нелинейные процессы различных масштабов, работают различные взаимно переплетающиеся положительные и отрицательные обратные связи, в ней повсюду и в общем беспорядочно разбросаны источники и стоки энергии. Все это заставляет думать, что эта климатическая система может быть почти интранзитивной.
Почти интранзитивность климата Земли влечет за собой важные следствия. Из этого свойства вытекает: при объяснении резких колебаний климата в прошлом, быть может, нет необходимости прибегать к переменной светимости Солнца или аналогичным колебаниям внешних факторов. С другой стороны, почти интранзитивность земного климата делает практически невозможным прогноз климата на будущие времена и заставляет относиться настороженно к преднамеренным или непреднамеренным антропогенным воздействиям на климатическую систему.
§2.1. Атмосфера	41
Глава 2.	Современный климат
Определяя климат, как статистический ансамбль состояний, проходимых системой атмосфера-—океан — суша за периоды времени в несколько десятилетий, для его количественного описания необходимо, во-первых, выбрать величины, характеризующие эти состояния (причем целесообразно выбрать, прежде всего, полные наборы независимых величин, а различные функции от них, представляющие интерес для тех или иных целей, рассматривать лишь дополнительно), и, во-вторых, использовать какой-либо определенный способ статистического описания вариаций этих величин. Вследствие существенной пространственной неоднородности атмосферы, океана и суши для достаточно полной характеристики их мгновенных состояний надо использовать функции от пространственных координат. Поскольку состояния изменяются со временем, эти функции зависят также и от времени, но для задач климатологии такую зависимость достаточно описывать лишь статистически.
Таким образом, математически климат определяется, как многокомпонентная (полный набор независимых величин) случайная функция от точек пространства — времени. Ее полным статистическим описанием было бы указание всех конечномерных распределений вероятности для ее значений на всевозможных конечных множествах точек. Однако столь полное описание практически неосуществимо. Обычно ограничиваются изучением первых и вторых моментов, т. е. климатических средних значений, дисперсий и корреляций независимых величин (и некоторых функций от них; иногда для описания отклонений одномерных распределений вероятности от гауссовских привлекаются их третьи и четвертые моменты); это, очевидно, не выводит за рамки одноточечных и двухточечных распределений вероятности.
§2.1. Атмосфера
В качестве основного набора независимых характеристик состояния атмосферы можно взять поля давления, температуры, влажности и трехмерного вектора скорости ветра (причем в дополнение к полному удельному влагосодержанию полезно знать концентрации водяного пара, капель жидкой воды и кристаллов льда по отдельности, а иногда и такие детали, как распределения капель и кристаллов по размерам и формы кристаллов). Для климата важны также концентрации малых примесей, активно влияющих на лучистый перенос энергии — углекислого
42
Глава 2. Современный климат
газа, озона и аэрозолей различной природы. Наиболее важные для описания климата функции от независимых величин — это облачность и осадки различных форм, плотность воздуха, энтропия, потенциальный вихрь, различные виды энергии (внутренняя, потенциальная, доступная потенциальная, кинетическая энергия среднего движения и подвижных и стационарных вихрей), потоки лучистой энергии различных длин волн и особые явления погоды.
Статистическое описание случайных функций от точек пространства— времени даже на уровне только одноточечных и двухточечных статистадеских характеристик довольно громоздко. В связи* с приближенной широтной зональностью климата Земли, являющейся следствием широтной зональности притока солнечного тепла (это важнейшее свойство климата будет еще не раз упоминаться ниже), довольно представительными для климата оказываются зонально осредненные характеристики атмосферы, описание которых значительно менее громоздко. Полезными являются и средние по всему земному шару вертикальные профили основных характеристик. Наименее громоздким будет, конечно, описание интегральных характеристик атмосферы в целом, многие из которых могут служить весьма красноречивыми характеристиками климата. С рассмотрения последних мы и начнем.
2.1.1.	Интегральные характеристики атмосферы
:>	Масса атмосферы равна 5,3 ИО21 г; среднее атмосферное
||	давление на уровне моря принимается равным 1013,25 мбар.
I Наивысшее зарегистрированное давление 1079 мбар (Барнаул, 23 января 1900 г.), наинизшее — 877 мбар (в тайфуне к северо-'	- западу от о. Гуам в Тихом океане 24 сентября 1958 г.; тропи-
ческие циклоны — ураганы или тайфуны — это самые интенсивные явления погоды на Земле, в образовании огромной концен-i[ трации энергии в них основную роль играет выделение теплоты !•	конденсации влаги в свойственных циклонам восходящих дви-
f	жениях содержащего повышенные количества влаги тропиче-
j ского воздуха). Таким образом, полный размах колебаний атмосферного давления на уровне моря превышает 200 мбар!
'• Температура атмосферы в среднем довольно низка: по данным А. Оорта и Е. Расмуссона [251], к которым мы еще не раз будем обращаться ниже, за период май 1958 г.— апрель 1963 г. средняя по массе температура атмосферного слоя от поверхности Земли до уровня с давлением 75 мбар равнялась •—17,0° С (по стандартной атмосфере COESA 1962 г., которая будет рассмотрена ниже, средняя по массе температура равна —20,7° С — такую температуру воздух имеет на высоте около 5500м). При
§2.1. Атмосфера	43
веденная к уровню моря средняя климатическая температура воздуха у поверхности Земли (на уровне метеорологической будки) гораздо выше: она равна 14,2° С (в северном полушарии в январе 9,0° С, в июле 22,4° С и в среднем за год 15,2° С; в южном полушарии в январе 16,4° С, в июле 11,4° С и в среднем за год 13,3° С). Разность температур между экватором и Северным полюсом в январе равна 59,7° С, в июле 28,2° С, а между экватором и Южным полюсом — в январе 40,2° С и в июле 74,2° С. Максимальные наблюдавшиеся температуры: 58° С в Сан-Луисе-Потоси, Мексика, 11 августа 1933 г.; 57,8° С в Азизин, Ливия, 13 сентября 1922 г. и 56,7° С в Долине Смерти, Калифорния, 10 июля 1913 г.; минимальные: —88,3° С на ст. Восток, Антарктида, 24 августа 1960 г.; в северном полушарии —77,8° С в Оймяконе, Якутия, зима 1938 г.
По В. Рудлову [263], в атмосфере содержится в среднем 1,24-1019 г влаги, что эквивалентно слою осажденной воды в 24 мм; соответствующая средняя удельная влажность равна 7 = 2,34 г/кг (по Оорту и Расмуссону, в 1958—1963 гг. в атмосфере северного полушария было 7=2,92 г/кг). Заметим, что атмосфера почти всюду далека от насыщения водяным паром, а значит, и от состояния термодинамического равновесия (что, возможно, связано с большой скоростью процессов осадкообразования по сравнению с испарением): относительная влажность в тропосфере в среднем падает с высотой от 70—80% у поверхности Земли до 20—30% на высоте 10 км, а в стратосфере ее значение составляет 1—2%. Согласно Ч. Бруксу [117], средний балл облачности равен 5,5 (над океанами 5,8 и над континентами 4,9). По данным, приведенным в недавней брошюре Е. П. Борисенкова [11], годовое количество осадков равно 5,26-1020 г (4,12 - 1020 г на океанах и 1,14- 1О20 г на суше), что эквивалентно слою воды в 1036 мм (таким образом, водяной пар в атмосфере обновляется в среднем 1036/24 — 43 раза в год, или каждые 8,5 дня); таково же и годовое количество испаряющейся влаги, но на океаны приходится 4,53-Ю20 г, на континенты — 0,73 • 1020 г, а сток с суши составляет 0,41 • 1020 г. Рекордное годовое количество осадков зарегистрировано в 1861 г. в Черапунджи, Ассам,— 2300 см. Наибольшее число дождливых дней в году — 335 на горе Вамалеале, о. Кауаи, Гавайи. В Каламе, пустыня Атакама в Чили, дождь не наблюдался ни Разу. .
Отметим, что многие объемы атмосферы не находятся в состоянии лучистого равновесия, т. е. количества поглощенной в них и излученной ими радиации, как правило, не равны друг Другу (ни в фиксированные моменты времени, ни в среднем за Те или иные периоды); это является первопричиной развития атмосферных движений. Для Земли же в целом в среднем за год
44
Глава 2. Современный климат
X—xf ----С-----Ю-----СГ
поглощаемая солнечная радиация (сосредоточенная в основном в интервале длин электромагнитных волн 0,2—3 мкм) равна излучаемой радиации (сосредоточенной в основном в интервале 3— 100 мкм). Поток солнечной радиации на среднем расстоянии от Земли до Солнца (так называемая солнечная постоянная), по одной из последних оценок [288], равен /о = 1353±18 Вт/м2 (или около 1,94 кал/(см2-мин)); на все поперечное сечение
Рнс. 2.1. Годовой ход радиационного бюджета Земли и его компонент [287].
а — поглощение, б — тепловое излучение, в — альбедо, г — радиационный баланс: Г — глобальные данные, С — северное полушарие, Ю — южное полушарие, СГ — среднее годовое.
Земли лгз это дает 1,74-1014 кВт. Доля А этой радиации отражается обратно в космос (А — планетарное альбедо, по спутниковым измерениям оказавшееся в среднем равным Д~0,28; ранее же оно принималось равным 0,35 и даже 0,40, что занижало энергетический бюджет Земли на 10—17%). Распределив усваиваемую радиацию (1,25-1014 кВт) на всю поверхность Земли 4лГз, получаем на единицу этой поверхности в среднем за сутки приток энергии в 244 Вт/м2 (или около 0,35 кал/(см2-мин))—такова же в среднем и излучаемая радиация (ей соответствует температура излучения около —17° С с уровнем формирования около 5 км). Годовой ход рассмотренных радиационных характеристик, построенный Э. Рашке с соавторами [287] по данным спутника «Нимбус-3» за 1969— 1970 гг., показан на рис. 2.1.
При теплоте испарения 2,4-103 Дж/г затраты энергии на глобальное испарение 5,26 • 1020 г/год имеют мощность в 4,2 • 1013 кВт, т. е. треть от усваиваемого Землей солнечного тепла. Гораздо
§ 2.1. Атмосфера л “Т	45
—-----'- ”
меньшая доля этого тепла затрачивается на генерацию кинетической энергии атмосферных движений. По оценкам Е. Паль-мена [252], скорость dEfdt превращения потенциальной энергии в кинетическую в атмосфере в целом примерно равна 2- 1012кВт, т. е. всего 1,6% от усваиваемого солнечного тепла — столь низок «коэффициент полезного действия» атмосферных «тепловых машин». По этим данным средняя скорость генерации кинетической энергии в единице массы атмосферы равняется 4 см2/с3. Такого же порядка должна быть и средняя удельная скорость диссипации кинетической энергии в теплоту за счет трения, Д. Брент [13] еще в 1926 г. получил для последней оценку 5 см2/с3 (А. Оорт [248] приводит вдвое меньшую оценку — 2,3 см2/с3, Е. Холопайнен [183] — вдвое большую—10,4 см2/с3, Е. Канг [192] — вычисленную наиболее тщательно оценку 7,1 см2/с3).
Согласно Е. П. Борисенкову [11], внутренняя энергия всей атмосферы оценивается цифрой 8,6- 1023Дж (или 1,7-109 Дж/м2), потенциальная — 3,6- 1023 Дж (7,2* 108 Дж/м2; по А. Оорту [248], доступная потенциальная энергия равна 5,5- 10е Дж/м2, т. е. составляет менее 1% от всей потенциальной энергии), кинетическая энергия Е имеет порядок 1021 Дж (в северном полушарии зимой 4- 1020 Дж и летом 1,9- 1020 Дж, а в южном полушарии летом 3,9- 1020 Дж и зимой 7,1 • 1020 Дж; эти значения неплохо согласуются с оценкой А. Оорта [248] для атмосферы в целом Е—1,5- 10е Дж/м2, т. е. около четверти доступной потенциальной энергии — кинетическая энергия на единицу массы атмосферы при этом равна 140 м2/с2, чему соответствует средняя скорость атмосферных движений около 17 м/с). Типичное время генерации кинетической энергии атмосферы (а также ее вырождения под действием вязкости) имеет порядок
\E _dt) 2-1012 кВт
т. е. около недели. Более детальная схема превращений энергии в атмосфере северного полушария за 1958—1963 гг. приведена на рис. 2.2. На ней Рм, Ре, Км и Ке — зональные (с индексом «Л4») и незональные (с индексом «£») части доступной потенциальной энергии Р и кинетической энергии К в 105 Дж/м2; скорости превращений энергии даны в Вт/м2; верхние цифры соответствуют июлю, средние — январю, нижние — всему году; стрелки наружу, вверх и вниз, указывают обмен энергией с южным полушарием. Отметим, что зимой энергетический цикл значительно интенсивнее, чем летом.
В отношении СО2 атмосфера (по крайней мере, ниже 75— 80 км) считается хорошо перемешанным резервуаром, хотя, например, сезонный ход концентрации СО2 в разных объемах
46
Глава 2. Современный климат
Р“с- 2.2. Дияа;Е“9м5^ШбГг7.е[2И50]ЭНерГИИ В а™°сфере северного полуша
атмосферы различен. Средняя концентрация приблизительно равна 3 - 10-4; точнее за время с 1957 по 1972 г. она возросла от 3,12-10-4 до 3,24- 10-4. Содержание озона в атмосфере во время МГГ (1958—1959 гг.) составляло 3,36-1015 г (приведенный к нормальному давлению и температуре 0° С слой озона составлял в северном полушарии 0,298 см и в южном полушарии — 0,307 см); наибольшие парциальные плотности озона порядка (44-6) • 1О~10 г/см3, достигаются в стратосфере на высотах 15-30 км. Атмосфера содержит в среднем (1-ь2)-10т см-2 частиц аэрозолей размером от 10“® до Ю'1 см (оптически наиболее активны частицы размером 10 5—10~3 см). Тропосферный аэрозоль включает частицы морской соли (ниже 3 км); континентальный аэрозоль с содержанием серы, азота и углеводородов (ниже 5 км); минеральную пыль; фоновый аэрозоль преимущественно минерального и сульфатного состава (выше 3 км над океанами и 5 км над континентами) с концентрациями порядка 3 • 102 см-3. Нормальный стратосферный аэрозоль состоит преимущественно из сульфатных частиц размером около 0,3 мкм в количестве порядка 2- 1011 г; мощные вулканические извержения увеличивают это количество в 30—100 раз.
2.1.2.	Вертикальная структура атмосферы
По своей вертикальной структуре атмосфера делится на четыре слоя. Снизу вверх: 1) тропосфера, в которой температура падает с высотой, с верхней границей тропопаузой на уровне
§2.1. Атмосфера
47
около Ю—11 км в умеренных и высоких широтах и около 17 км в тропиках; 2) стратосфера, в которой температура сначала не меняется (изосфера), а затем (выше изопаузы) растет с высотой, с верхней границей стратопаузой на уровне около 50— 55 км (в стратосфере сосредоточен почти весь атмосферный
Рис. 2.3. Меридиональный разрез поля температуры летом н зимой 1957— • |	1959 гг. [29].
озон); 3) мезосфера, в которой температура опять падает с высотой, с верхней границей мезопаузой на уровне около 80—85 км, где длина свободного пробега молекул порядка сантиметров (под мезопаузой образуется нижний слой ионосферы — слой£>); 4) термосфера, в которой температура быстро растет с высотой, испытывая резкие суточные колебания; здесь меняется состав воздуха — образуются О и ОН, распадается СО2, образуются ионизированные слои Е и F, выше 105—120 км начинается разделение газов. Эта четырехслойная структура атмосферы проиллюстрирована на рис. 2.3 (забегая вперед — с распределением по меридиану).
48
Глава 2. Современный климат
Таблица 2.1.
СТАНДАРТНАЯ АТМОСФЕРА COESA—62
2 КМ	гм К	атм —— К/км 02	т к	р мбар	р г/см3
0	288,15		288,15	1,01325-103	1,2250-10—3
и	216,65 '	—6,5	216,65	2,26999-1О2	3,6480-Ю-4
20	216,65	0,0	216,65	5,52930-101	8,8910-Ю-5
32	228,65	1,0	228,65	8,89063-10°	1,3555-10-5
47	270,65	2,8 < •	270,65	1,16818-10°	1,5154-10-°
52	270,65	0,0	270,65	6,49680-10-1	6,4044-10-’
61	252,65	—2,0	252,65	2,02577-10-1	2,7807-10-’
79	180,65	—4,0	180,65	1,3274-10-а	2,4662-Ю-8
90	180,65	0,0 •	180,65	1,6438-10—8	3,170-10-°
100	210,65	3,0	210,02	3,0075-10-4	4,974-10-10
ПО	260,65	5,0	257,00	7,3544-10-5	9,829-10—12
120	360,65	10,0	349,49	2,5217-Ю-5	2,436-10—13
150	960,65	2°,0	892,79	5,0617-10-°	1,836-Ю-13
160	. 1110,65	. ’ 15,0	1022,2	3,6943-10-°	1,159-10-13
170	1210,65	ю,о	1103,4	2,7926-10-°	8,036-10-13
190	1350,65	7,0	1205,4	1,6852-10-°	4,347-Ю-13
230	1550,65	5,0	1322,3 ,	6,9604-10-’	1,564-Ю-13
300	1830,65	4,0	1432,1	1,8838-10-’	3,585-10—14
400	2160,65	3,3	1487,4	4,0304-10—8	6,498-10-15
500	2420,65	2,6	1499,2	1,0957-Ю-8	1,577-Ю-15
600	2590,65	1,7	1506,1	3,4502-10-3	4,640-10—18
700	2700,65	1,1	1507,6	1,1918-10-°	1,537-10—18
§ 2.1. Атмосфера	'	49
В 1962 г. американский Комитет по разработке расширенной стандартной атмосферы (COESA) опубликовал стандартное вертикальное распределение ряда характеристик атмосферы, приведенное в табл. 2.1 и проиллюстрированное на рис. 2.4. Здесь приняты значения на уровне моря: р0= 1013,25 мбар, = 288,15 К, ро = 1,225 • 10-3 г/см3 и молекулярный вес ц0 = 28,9644 (р, начинает уменьшаться выше 90 км и на уровне 700 км достигает значения 16,17; вместе с этим возникает отличие кинетической температуры Т=^ТМ от молекулярной Тм); до уровня ГО
90 км используются геопотенциальные высоты (при go = = 980,665 см/с2 и Гз =6356,766 км), а выше — геометрические. Разработаны также дополнительные стандартные атмосферы для 15, 30, 45, 60, 75° с. ш. января и июля, с указанием влажности в тропосфере (см. гл. 2 книги Рекса [261]).
2.1.3.	Зональный климат
Переходя к более подробным характеристикам климата — зонально осредненным величинам, т. е. средним меридиональным профилям и разрезам, начнем их рассмотрение со средних годовых меридиональных профилей исходных характеристик энергетического бюджета системы Земля — атмосфера — ее альбедо и уходящей длинноволновой радиации, которые приводятся на рис.'2.5 по спутниковым данным Т. Вондер Хаара и В. Суоми [297]. Отметим минимальные значения альбедо и максимум уходящей радиации в тропиках, особенно над океанами.
По значениям альбедо и уходящей радиации нетрудно вычислить соответствующий лучистый приток тепла 7?. Разности его значений между экватором и полюсами, служащие основ
50
Глава 2. Современный климат
ной «возбуждающей функцией» для циркуляции атмосферы и океана, показаны на рис. 2.6, где даны их средние значения за весь период измерений, годовой ход и междугодичная изменчивость (создаваемая, очевидно, прежде всего изменчивостью облачности). Здесь мы, несомненно, оказываемся у самых истоков долгосрочных изменений погоды, а возможно — и колебаний климата. Далее, ясно, что ненулевые средние годовые
рис. 2.5. Средние за 1962—1970 гг. годовые меридиональные профили пла»Л Р . нетарного альбедо (!) и длинноволновой уходящей радиации (2) п(м данным спутниковых измерений; 3 — материки, 4 — океаны [297]. J
значения R в той или иной области должны хотя бы приблизив тельно компенсироваться атмосферными и океанскими потоками] энергии через границы этой области; в случае полярной области, ограниченной тем или иным кругом широты, компенсирующими должны быть меридиональные потоки. Используя указанные выше данные о зональных значениях R, Т. Вондер Хаар и А. Оорт [296] вычислили компенсирующие меридиональные потоки (кривая 1 на рис. 2.7) и, зная из независимых оценок атмосферные потоки (кривая 2) в северном полушарии, определили океанские потоки (кривая 3), которые оказались довольно большими, в среднем 40% от суммы меридиональных потоков (а на 20° с. ш. — даже 74%).
Средние зональные температуры воздуха у поверхности Земли на различных широтах приведены в табл. 2.2. Среднее годовое зональное поле температуры воздуха в тропосфере се
§2.1. Атмосфера
51
верного полушария за 1958—1963 гг. по А. Оорту и Е. Расмуссону [251] показано на рис. 2.8 а; обратим внимание на то, что самые низкие температуры (около —80° С) достигаются в верхней тропосфере экваториальной зоны. Соответствующее такому полю температуры поле атмосферного давления в тропосфере северного полушария приведено в табл. 2.3 (из книги А. X. Хргиана [81]). Заме-
Рис. 2.6. Разность в лучистом притоке тепла между экватором и Северным полюсом (а), экватором и Южным полюсом (б) по данным спутниковых измерений.
/ — спутники 1962—1966 гг., 2 — «Ним-бус-3». Горизонтальные линии — средние годовые значения за весь период измерений. Вертикальные отрезки показывают междугодичную изменчивость.
тим, что на нижних уровнях в тропосфере давление максимально в субтропиках и имеет частные минимумы в экваториальной зоне и в умеренных широтах; на более высоких уровнях
Таблица 2.2. СРЕДНИЕ ЗОНАЛЬНЫЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА (°C) У ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ
Месяц	Широта. °									
	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
Январь	26,7	26,2	22,2	Северное полушарие 15,0 5.4 —6,3 —14,8				—24,3	—29,2	—33,0
Год -	26,7	27,1	25,7	21,5	14,4	5,6	—0,5	—9,2	-15,7	—19,3
Июль	26,2	27,5	28,0	27,4	23,2	16,7	13,4	7,6	0,7	—2,0
Январь	26,7	26,7	25,9	Южное полушарие 22,9 15,9	8,1	1,9				—3,9	—10,8	—13.5
Год	26,7	26,1	23,8	19,4	13,1	6,0	—0,4	—14,1	—27,0	—33,0
Июль	26,2	24,9	20,8	15,9	10,6	3,8	—2,9	—23,5	—39,5	-48,0
52
Глава 2. Современный климат
Рис. 2.7. Меридиональные потоки энергии в северном полушарии [296].
1 — суммарный поток, определенный по спутниковым радиационным измерениям; 2—атмосферный поток по независимым оценкам; 3 — океанский поток (заштрихована доверительная область).
минимум умеренных широт смещается в полярную область, субтропический же максимум летом прослеживается во всей тропосфере, а зимой смещается в экваториальную зону. Для демонстрации среднего зонального распределения влажности воздуха мы ограничимся рис. 2.8 б; отметим сухость холодного воздуха в полярном районе и в верхней половине тропосферы, На рис. 2.9 дополнительно приводятся зональные профили
Таблица 2.3. СРЕДНЕЕ ЗОНАЛЬНОЕ АТМОСФЕРНОЕ ДАВЛЕНИЕ (мбар)
В ТРОПОСФЕРЕ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ
Широта, °
Высота, км	0	32,5	46,5	67,8	0	32,5	46,5	67,8
	Зима				Лето			
1	0	1012	1018	989	1010	1011	1015	988	1008
й 4 g	631	623	601	577	632	635	627	608
S 8	378	365	339	314	377	380	370	348
12	212	200	183	169	212	214	206	190
16	ПО	104	99	92	111	112	ПО	104
§2.1. Атмосфера
53
Ю.ш. О 10 Ю 30 50 50 60 70°с.ш. юш. О 10 20 30 50 50 60 70с.ш.
Рис. 2.8. Средние годовые зональные поля в тропосфере северного полушария за 1958—1963 гг. [251].
.7^ о — температура Т° С; б — удельная влажность q г/кг; в —зональная компо-v'’ нента скорости ветра и м/с; г — меридиональная компонента скорости ветра v м/с; <9 — вертикальная компонента скорости в единицах co = dp/dfpga> ,.. в 10 4мбар/с (области восходящих движений заштрихованы); е —линия тока меридиональной циркуляции *ф в 107 т/с.
Рнс. 2J9. Зональные профили количества облаков по данным спутника «Тай-рос».
1 — июнь—август 1962 г.; 2 — декабрь 1962 г.— февраль 1963 г.
54
Глава 2. Современный климат
количества облаков по данным со спутника «Тайрос» за июнь — август 1962 г. и за декабрь 1962 г. — февраль 1963 г.; обратим внимание на частный максимум во внутритропической зоне конвергенции немного севернее экватора, на субтропические минимумы и, наконец, на более облачный характер южного полушария (где доля суши меньше, чем в северном полушарии).
Среднее годовое поле зонального ветра (по многолетним данным, собранным И. Г. Гутерманом [6, 7]) показано на
Рис. 2.10. Меридиональный разрез средней годовой зональной циркуляции атмосферы (изотахи в м/с) [6, 7].
рис. 2.10. Отметим, что в южном полушарии приземный ветер в среднем вдвое сильнее, чем в северном, и что вся эта картина испытывает существенные количественные изменения от сезона к сезону. Рисунок показывает, что в атмосфере в среднем преобладают западные ветры; восточные имеются лишь в тропиках, у поверхности Земли в пределах ±30° широты, а на уровне 200 мбар их зона сужается до ±6°, выше опять расширяется и на уровне 30 мбар простирается от 40° с. ш. до 25° ю. ш. Максимумы западного ветра на уровне 200 мбар и на широтах ±35° со скоростью 23 м/с в северном и 29 м/с в южном полушарии соответствуют субтропическим струйным течениям. В индивидуальном, не осредненном виде эти струйные течения гораздо уже, до 300—400 км и иногда даже до 40 км, и интенсивней— 60—80 м/с, а иногда и свыше 100 м/с (например, 136 м/с над Ленкоранью 7 декабря 1959 г.; 150 м/с над Татено, Япония, 2 марта 1954 г.; 190 м/с над Кзыл-Ордой 31 июля
§2.1- Атмосфера
55
1961г.). Наблюдаются также фронтальные струйные течения умеренных широт на высотах 8—11 км, короткие струйные течения в Арктике и, наконец, стратосферное струйное течение на широтах 60—70° и высотах 28—31 км.
Формирование субтропических струйных течений объясняется, по-видимому, передачей им энергии от нерегулярных синоптических движений. Это обстоятельство проиллюстрировано на рис. 2.11 (заимствованном из книги В. Старра [277]), из ко-
Рис. 2.11. Средняя по толщине атмосферы до высоты 20 км средняя годовая относительная угловая скорость вращения атмосферы (/) и проинтегрированный по высоте направленный к Северному полюсу меридиональный макротурбулентный поток момента импульса (2) [277].
торого видно, что меридиональный макротурбулентный поток момента импульса (кривая 2) в тропиках и умеренных широтах направлен к полюсам против градиента относительной угловой скорости вращения атмосферы (кривая 1) и имеет максимум в субтропиках, так что его дивергенция создает усиление субтропических зональных течений. Заметим еще, что отчетливо видный на рис. 2.10 вертикальный сдвиг зонального ветра (по формуле термического ветра пропорциональный меридиональному градиенту температуры) с полярной стороны от субтропических струйных течений оказывается приблизительно соответствующим границе бароклинной устойчивости зонального течения, как это показано на рис. 2.12 (любезно предоставленном нам проф. П. Стоуном), где разность скоростей зонального ветра между уровнями 250 и 750 мбар изображена как функция от широты в северном полушарии и соответствующие кривые для лета и зимы сопоставлены с кривой нейтральной бароклинной устойчивости, рассчитанной по линейной теории. Таким образом, зональное течение в умеренных широтах находится на
56
Глава 2. Современный климат
грани бароклинной неустойчивости (оцениваемой по критерию линейной теории — это, по-видимому, свидетельствует о неустойчивости именно по отношению к малым возмущениям, способным, следовательно, разрастаться до волн Россби — Блино-
Рис. 2.12. Разности скоростей зонального ветра (Ди) между уровнями 250 и 750 мбар летом (/) и зимой (2) как функции от широты в северном полушарии и кривая нейтральной бароклинной устойчивости зонального течения (3), рассчитанная по линейной теории.
вой с конечными амплитудами, в ложбинах и гребнях которых и формируются циклоны и антициклоны).
Зональные, меридиональные и вертикальные компоненты ветра приведены соответственно на рис. 2.8 в, г, д. На рис. 2.8е изображено среднее годовое поле линий тока меридиональной циркуляции по А. Оорту [249]. Это так называемые «колеса циркуляции», которые были столь модными в конце XIX — на
§ 2.1. Атмосфера
57
чале XX вв. Здесь хорошо видны ячейки гадлеевской циркуляции в тропиках (на самом деле в каждый сезон имеется только одна ячейка с восходящими токами во внутритропической зоне конвергенции на летней стороне от экватора и нисходящей ветвью в субтропиках зимнего полушария, так что ячейка переносит энергию в сторону зимнего полюса; от лета к зиме циркуляция в этой ячейке меняет знак); обратная ячейка Ферреля в умеренных широтах и прямая полярная ячейка очень слабы.
Из функций от независимых величин остановимся вкратце на адиабатических инвариантах, т. е. характеристиках воздушных частиц, не меняющихся при их адиабатических перемещениях. Таковыми являются энтропия т] (или монотонная функция от нее — потенциальная температура 0~ехр (т]/сР)) и потенциальный вихрь Q = Qa-Vr]/p, где Qa— абсолютный вихрь, а р — плотность воздуха (или пропорциональная Q величина
6=^+0?^—.
Ya —Т(0) Р
где Qz — вертикальная компонента относительного вихря, у и уа — фактический и адиабатический вертикальные градиенты температуры, р — давление, у(0) и р(0)—стандартные значения у и р на поверхностях 0 = const).
Средние месячные, сезонные и годовое зональные поля потенциальной температуры в тропосфере приведены Оортом и Расмуссоном [251]. Потенциальная температура всюду возрастает с высотой (т. е. атмосфера гидростатически устойчива; сравнительно редкими нарушениями этого положения являются иногда возникающие в атмосфере конвективные области); от экватора к полюсу в нижней тропосфере 0 убывает (в среднем за год на уровне 1000 мбар — от 299,5 К на экваторе до 261,2 К на 75° с. ш.), а в верхней тропосфере растет (на уровне 50 мбар — от 489,2 К на экваторе до 522,7 К на 75° с. ш.); на уровне чуть ниже 200 мбар 0 мало меняется с широтой (имея значения около 345 К).
Статистических данных о потенциальном вихре мы пока не имеем. Интересной характеристикой климата была бы плотность вероятности ц (0, Q) для значений 0 и Q у случайно выбранной воздушной частицы: ц (0, Q) d0dQ дает долю массы атмосферы в бесконечно тонкой 0, Q-трубке. Пример распределения вероятности ц (0, Q), построенный А. Б. Каруниным по Данным за 1 —10 апреля 1962 г., показан на рис. 2.13. Из него видно, что наиболее вероятными являются значения адиабатических инвариантов около точки 0 = 288 К, Q=1’1O-4 с-1.,..
Глава 2. Современный климат
Важными характеристиками климата являются также средние зональные поля различных видов энергии и меридиональных и вертикальных потоков количества движения, тепла, влаги, кинетической и потенциальной энергии. Для северного полушария многие из этих характеристик (рассчитанные по пятилетнему ряду данных) приведены Оортом и Рас-
Рис. 2.13. Плотность вероятности р, (0, й) за 1—10 апреля 1962 г.
муссоном [251]. Здесь мы ограничимся только двумя иллюстрациями. На рис. 2.14 показаны зональные поля кинетической энергии среднего движения (доминирующей в области субтропического струйного течения), подвижных вихрей (с максимумом на широтах 40—50° и уровнях около 300 мбар) и стационарных вихрей (эта часть кинетической энергии много меньше двух предыдущих) за январь и июль (наглядно видно, как сильно ослабевают летом атмосферные движения, особенно в средней зональной циркуляции). На рис. 2.15 показаны профили проинтегрированных по всей толще тропосферы меридиональных потоков потенциальной энергии, явного и скрытого тепла и полной энергии, создаваемых средней меридиональной циркуляцией (эти потоки очень велики в тропиках и малы вне их) и вихрями (умеренно большие значения в умеренных широтах) за январь и июль (потоки, создаваемые средней циркуляцией, от зимы к лету меняют знаки, но не порядок величины, тогда как потоки, создаваемые вихрями, летом уменьшаются приблизительно втрое).
В описание зонального климата должны входить не только средние зональные гидродинамические поля, но и средние зональные характеристики неоднородностей этих полей вдоль кругов широты. Наиболее наглядными такими характеристиками являются спектры зональных волновых чисел & = 2лгз cos 0/Z (где. г3 —радиус Земли, 0 — дополнение широты, /—длина волн]
§2.1. Атмосфера
59
неоднородностей), т. е. распределение по волновым числам k средних квадратов амплитуд неоднородностей гидродинамического поля на данном круге широты. На спектрах кинетической энергии (рис. 2.16) и ряда других величин отмечается, во-первых, максимум на волновых числах Лг = 2-9-3, создаваемый рас
2.14. Зональные поля подвижных вихрей
кинетической энергии среднего движения (а), (б) и стационарных вихрен (в) в м2/с2 в ян-
Рис.
варе и июле.
пределением океанов и континентов; во-вторых, переходная область £ = 44-8, в которой (особенно при & = 54-6) наиболее сильно проявляется бароклинная неустойчивость зонального течения; в-третьих?1 область k = 84-20, в которой спектр энергии спадает пропорционально k~3 (что можно объяснить как результат спектрального переноса квадрата потенциального вихря — см., например, работы К- Лейтса [210], Б. Л. Гаврилина и ДР- [20]).
Из всей совокупности приведенных в этом разделе материалов (и особенно наглядно из рис. 2.8 е и рис. 2.15) вытекает следующее качественное описание широтной зональности климата. В экваториальной зоне сильный нагрев земной поверхности создает интенсивную конвекцию с мощными кучевыми
Рис. 2.15. Проинтегрированные по толще атмосферы (от 1012,5 до 75 мбар) тенияальиой энергии РЕ, явного тепла SH и скрытого тепла cv'envi'f'	циркуляцией С<тУ тт вихрями С#) В ЯНВЯПС
меридиональные потоки по-
Глава 2. Современный климат
§2.1. Атмосфера
61
облаками и ливневыми	j,2Em2/c2
осадками, так что эта	/00 г-
зона оказывается влаж-
ной (гумидной). Восходя-	-	х
щие движения компен-	А	л
сируются притоком воз-	Ь	J
духа к экватору в нижней тропосфере (пассатные ветры) и оттоком в более высоких слоях. В субтропиках оттекающий воздух отклоняется враще- ю Г нием Земли на восток и	:
ячейки пассатной цирку-	-
ляции вынужденно замы-
Рис. 2.16. Одномерные спектры кинетической энергии по данным ряда авторов (из работы С. Лейтса [210]).
Прямые линии соответствуют закону E-k~3.
каются нисходящими движениями, так что субтропические зоны оказываются засушливыми (аридными). Дальше к полюсам тепло переносится подвижными циклонами и антициклонами, образующимися вследствие бароклинной неустойчивости западных течений умеренных широт, причем циклоны сопровождаются обильными осадками, так что эти зоны оказываются опять гумидными. И, наконец, остаются холодные полярные области с относительно сухим воздухом и преимущественно циклонической циркуляцией.
Эта же картина чередования гумидных и аридных зон естественно возникает при глобальном картировании типов климата по той или иной его типизации (в первой половине XX столетия это считалось венцом глобальной климатологии) — она получается и при типизации В. Кеппена по средней годичной температуре воздуха и количеству осадков, и при типизации Л. С. Берга по виду ландшафтов, и при типизации Б. П. Алисова по характеру атмосферной циркуляции (климат экваториальной депрессии; пассатный; тропический — пустынный и муссонный; средиземноморский; субтропический — сухой и муссонный; умеренных широт — морской, муссонный и внутриконтиненталь-ный; субарктический; арктический; антарктический). Заметим, впрочем, что карты типов климата не строго зональны —
62
Глава 2. Современный климат
на них, конечно, проявляются различия между континентами и океанами (критерием их важности может служить число М= = (ого/с, где со — угловая скорость вращения, г0 — радиус планеты, с — скорость звука в атмосфере; при больших М преобладает эффект широтной зональности, при малых М— разница между дневной и ночной сторонами планеты; для Земли М~1,4 и незональные эффекты различий между континентами и океанами сравнимы с эффектами широтной зональности).
2.1.4.	Климаты континентов и океанов
♦.
С точки зрения *их воздействия на атмосферу океаны отличаются от континентов, прежде всего, своими тепловыми свойствами— гораздо большей теплопроводностью (в океанах это — турбулентная теплопроводность) и теплоемкостью, а потому и тепловой инерцией, сглаживающей короткопериодные (в том числе суточные и сезонные) температурные колебания (уменьшающей их амплитуды). По этой причине континенты больше охлаждаются зимой и нагреваются летом, чем океаны, и, следовательно, оказываются зимой холоднее, а летом теплее последних. Таким образом, кроме средних годовых температурных контрастов между экватором и полюсами и создаваемой ими (пытающейся их сгладить) атмосферной циркуляции в нижней атмосфере возникают сезонные (меняющие знак от зимы к лету) температурные контрасты между континентами и океанами и создаваемые ими (пытающиеся их сгладить) сезонные циркуляции (которые называют муссонными).
В среднем имеется некоторое различие между континентами и океанами по их способности отражать коротковолновую солнечную радиацию. Рисунок 2.17 показывает, что наряду с общим возрастанием альбедо от экватора к полюсам (проиллюстрированным на рис. 2.5) заметно также возрастание альбедо от океанов к континентам на кругах широты, так что по этой причине континенты в среднем за год должны быть немного холоднее океанов. Т. Вондер Хааром [295] обнаружена заметная междугодичная изменчивость этой карты — один из истоков долгосрочных колебаний погоды, а возможно, и климата.
Сезонные температурные различия между континентами и океанами демонстрируются на картах температуры воздуха в январе и июле (рис. 2.18а и 2.186). На январской карте следует обратить внимание на области наибольших холодов в Якутии, Северной Канаде и Гренландии, на июльской карте — на области наибольшей жары в субтропических пустынях Африки, Южной Азии и Мексики.
Муссонные эффекты наглядно демонстрируются картами атмосферного давления в январе и июле (рис. 2.19а и 2.196). На
Рис. 2.17. Спутниковая карта планетарного альбедо в процентах [295].
§2.1. Атмосфера
о
Рис. 2.18а. Изотермы на уровне моря в январе.
Глава 2. Совремёняай к^иЬат
GO
Заказ № 1742
180
120
60
О
60
120
160
120
60
О
60
120
180
Рис. 2.186. Изотермы на уровне моря в июле.
§2.1. Атмосфера
Рис. 2.19а. Атмосферное давление на уровне моря в январе.
Глава 2. Современный климат
Рис. 2.196 Атмосферное давление на уровне моря в июле.
§2.1. Атмосфера
Рис. 2.20. Среднее годовое распределение осадков (в миллиметрах).
Глава 2. Современный клима^
§2.1. Атмосфера
69
этих картах следует обратить внимание на центры действия — на океанах квазиперманентные субтропические области высокого давления, усиливающиеся от зимы к лету (в северном полушарии— азорская и гонолульская, в южном полушарии — св. Елены, Маврикия и южнотихоокеанская), и расположенные дальше к полюсам области низкого давления, усиливающиеся от лета к зиме (в северном полушарии — исландская и алеут- . ская, в южном полушарии — циркумантарктическая); на континентах зимние области высокого давления (в Сибири, Канаде, Южной Африке и Австралии), летом заменяющиеся областями пониженного давления.
На рис. 2.20 дается глобальная карта годичных сумм осадков. На ней хорошо видны гумидная зона внутритропической зоны конвергенции и аридные зоны субтропических пустынь; можно проследить тенденции к увеличению осадков от субтропиков к умеренным широтам, от континентов к океанам, а также в прибрежных районах муссонных областей (особенно в Индии и Юго-Восточной Азии). Наконец, следует подчеркнуть орографическую обусловленность осадков — их преимуществен- s ное выпадение в зонах восходящих движений на наветренных (главным образом западных) склонах гор (что создает особую пестроту полей осадков внутри континентов); на рис. 2.20 это явление особенно хорошо выражено на восточных берегах Тихого океана вдоль всей цепи Кордильер и Анд.
2.1.5.	Климатический режим короткопериодных колебаний
В описание климата должны входить не только средние по времени значения гидродинамических полей, но также и статистические характеристики короткопериодных колебаний этих полей (с периодами, короткими по сравнению с интервалом климатического осреднения в несколько десятилетий). Таковыми являются:
1)	микрометеорологические колебания с периодами от долей секунды до минут — турбулентность и звуковые волны;
2)	мезометеорологические колебания с периодами от минут до часов — гравитационные волны и кучевая конвекция (отметим, что в каждый момент на Земле происходит в среднем 2200 гроз);
3)	.суточные колебания как радиационного (в тропосфере слабые над океанами и довольно сильные в приземном слое воздуха над континентами), так и приливного происхождения (особенно — резонансно усиленный полусуточный солнечный прилив) ;
4)	синоптические колебания с периодами от многих часов до нескольких дней, создаваемые в умеренных широтах прохожде-
О/
wo 80 €0
W 20
О
WO 89 60 w 20
0
Пустыня
Лесная зона
Сухая степь
Высокогорная зона
I II III IV V VI VII VIII /X X XI XII
I II III IV V VI VII VIII /X X X/ X//
ШЛП7
Рис. 2,21. Сезонные колебания погодных ансамблей, составляющих климаты пустыни, лесной зоны, сухой степи и высокогорья.
Типы погоды с температурой выше 0°С: 1 — суховейно-засушливая, 2 — засушливая; 3 — облачная ночью, 4 — облачная днем, 5 — малооблачная, 6 — облачная без осадков, 7 —дождливая, 8— облачная; типы погоды с переходом температуры через 0°С’	9— малооблачная и 10— сильно морозная, Л—значительно морозная, 12—
умеренно морозная» 13—слабо морозная.
Глава 2. Современный
§ 2.2. Океан
71
нием подвижных циклонов и антициклонов, с максимумом энергетических спектров около периода в четверо суток;
5)	глобальные колебания с периодами от недель до месяцев, включая приблизительно двухнедельный цикл колебаний зональной циркуляции умеренных широт и некоторые из автоколебаний взаимодействия атмосферы и океана;
6)	сезонные колебания, включая и все муссонные эффекты, в которых наиболее проявляется разница между континентами, где амплитуды сезонных колебаний температуры воздуха очень велики, и океанами, где эти амплитуды малы, так что на карте этих амплитуд (см. рис. 1.8) распределение суши и моря видно и без указания береговых линий;
7)	междугодичные колебания, как нерегулярные, создаваемые, по-видимому, колебаниями радиационного бюджета Земли (см. важный пример на рис. 2.6) и процессами крупномасштабного взаимодействия атмосферы и океана, так и квазипериоди-ческие — известен 26-месячный ритм, особенно сильно выраженный в зональном течении экваториальной стратосферы. Ряд детальных сведений о междугодичных колебаниях зональной циркуляции приведен в книге Оорта и Расмуссона [251]. Согласно В. Н. Колесниковой и А. С. Монину [42], размах междугодичных колебаний средних годовых значений температуры воздуха и ряда других метеорологических элементов обычно составляет 15—30% от размаха их сезонных и нерегулярных внутригодич-ных колебаний.
Определению климата как статистического ансамбля состояний системы атмосфера — океан — суша (или как статистического режима короткопериодных колебаний гидродинамических полей, описывающих эти состояния) неплохо соответствует развитая Е. Е. Федоровым и его последователями так называемая комплексная климатология, представляющая климат как статистический ансамбль состояний погоды (облачных, морозных, засушливых и т. п.). Примеры такого представления для климатов пустыни, лесной зоны, сухой степи и высокогорья показаны на рис. 2.21, где изображены сезонные колебания соответствующих ансамблей.
§ 2.2. Океан
В качестве основных характеристик состояния океана можно взять поля температуры, солености, плотности и трехмерного вектора скорости течения (давление, а потому и высоты изобарических поверхностей и, в частности, высота поверхности океана над равновесным уровнем геоида определяются по полю плотности при помощи уравнения гидростатики), ww-',
72
Глава 2. Современный климат
с.ш.
Ю.ш. I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Масса океана равна 1,37- 1023 г, она в 258 раз больше, чем масса атмосферы. Площадь Мирового океана равна 3,61 • 108 км2, она составляет 70,8% поверхности Земли. Средняя глубина Мирового океана 3795 м; максимальная глу-
Рис. 2.22. Суммарная солнечная радиация в кал/(см2 мин), достигающая поверхности океана на разных широтах в различные месяцы [224].
бина 11 022 м обнаружена в Марианском желобе судном «Витязь» в 1957 г. Акватории океана с глубинами 0—200 м занимают 7,5% его площади, 200—4000 м — 38,7%, 4000—6000 м — 52,6%, более 6000 м— 1,2%. Мировой океан условно делят на четыре части: Тихий океан (52,8% массы и 49,8% площади Мирового океана, средняя глубина 4028 м), Атлантический океан (24,7% массы и 25,9% площади, средняя глубина 3627 м), Индийский океан (21,3% массы и 20,7% площади, средняя глубина 3897 м) и Северный Ледовитый океан (1,2% массы и 3,6% площади, средняя глубина 1296 м); к океанам здесь отнесены и моря, составляющие в сумме 3% массы и 10% площади Мирового океана.
Тепловой бюджет океана складывается следующим образом. Океан нагревает достигающая его поверхности солнечная радиация, прямая плюс рассеянная (см. рис. 2.22, показывающий, что она нигде не превосходит */5 от солнечной радиации на границе атмосферы); отражается лишь небольшая ее доля, около 8% (альбедо поверхности океана). Охлаждается же океан за счет испарения, эффективного излучения (разность между собственным излучением и противоизлучением атмосферы) и турбулентного теплообмена с атмосферой (по Ф. Альбрехту [94], находящихся в среднем в отношении 51 : 42: 7). Карта годового теплового бюджета Мирового океана показана на рис. 2.23, а средние широтные значения бюджета приведены в табл. 2.4. Бюджет положителен (океан нагревается) в тропической зоне между 30° с. ш. и 15° ю. ш. и отрицателен (океан охлаждается) вне этой зоны; наибольший положительный бюджет, до 80—100 ккал/(см2 • год), наблюдается в экваториальной зоне
§ 2.2. Океан
73
Таблица 2.4. СРЕДНИЕ ШИРОТНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ
КЛИМАТА ОКЕАНА [76]
Широта	Бюджет тепла, ккал/(см2«год)	т * 0 °C	т АСР °C	Влагообмен, г/(см3*год)	so 7оо	Scp 7»	
70—65° с. ш.		2,1			33,40		
65—60	—18	3,7	3,6	46	32,35	34,52	25,73
60—55	—20	5,2	5,2	54	32,66	34,67	25,84
55—50	—12	7,0	5,3	84	33,41	34,72	26,19
50-45	—8	9,2	5,6	78	33,69	34,74	26,08
45—40	—13	13,2	5,8	43	34,14	34,72	25,70
40—35	—29	17,7	6,2	—21	35,11	34,82	25,48
35-30	—16	20,5	6,5	—56	35,50	34,90	25,03
30—25	10	22,7	6,6	—67	35,76	34,94	24,62
25—20	14	24,6	7,6	—83	35,66	34,89	23,98
20—15	7	26,0	7,3	—87	35,14	34,83	23,16
15—10	15	26,9	6,9	—34	34,76	34,81	22,59
10—5	23	27,4	6,7	98	34,43	34,82	22,18
5° с. ш.—0	44	27,2	6,5	73	34,73	34,77	22,47
0—5° ю. ш.	40	26,9	6,4	14	35,07	34,78	22,85
5—10	17	26,5	6,3	—18	35,25	34,86	23,09
10—15	5	25,8	6,4	—58	35,42	34,76	23,42
15—20	—2	24,6	6,3	—81	35,62	34,63	23,96
20—25	—3	23,0	6,5	—84	35,74	34,67	24,51
25—30	—8	21,1	6,3	—81	35,68	34,77	24,99
30—35	—13	18,5	6,3	—58	35,46	34,76	25,52
35—40	—18	15,6	5,9	—17	35,04	34,66	25,89
40—45	—22	И,8	4,9	23	34,54	34,61	26,29
45—50	—24	7,7	4,3	49	34,14	34,62	26,58
50—55	—22	4,4	3,5	58	33,96	34,67	26,94
55-60	—16	1,7	2,7	48	33,94	34,61	27,18
60—65	—10	—0,4	2,3	30	33,95	34,47	27,30
65—70° ю. ш.	—5	—1,4	2,0	22	33,90	34,34	27,29
Тихого океана, наибольший отрицательный бюджет, до 75— 100 ккал/(см2-год),— в зонах Гольфстрима и Куросио.
Водный бюджет Мирового океана складывается из его влаго-обмена с атмосферой (осадки минус испарение (4,124-4,53) • 1020 г/год), компенсируемого стоком рек (0,41 -1020 г/год). Карта годового влагообмена с атмосферой показана на рис. 2.24, а его средние широтные значения приведены в табл. 2.4. Влагообмен положителен (осадки больше испарения) в экваториальной зоне между 10° с. ш. и 5° ю. ш., полярнее широт 40°; отрицателен (испарение больше осадков) в тропиках и субтропиках; наибольший положительный влагообмен, до 150—200 г/(см2-год), наблюдается в западной части экваториальной зоны Тихого океана, наибольший отрицательный водообмен, до 150 г/(см2-год) — в субтропиках, особенно в Атлантике.
Уплотнение (или понижение плотности) поверхностных вод при их охлаждении (или нагревании) и осолонении (или рас-преснении) благодаря действию архимедовых сил приводит
Рис. 2.23. Годовой тепловой бюджет Мирового океана в ккал/(см2* год) [76]. Заштрихованы области отрицательного бюджета, где океан охлаждается.
Глава 2. Современный климат
Рис. 2.24. Годовой водообмен Мирового океана с атмосферой в г/(см2-год) [76]. Заштрихованы области отрицательного водообмена, где испарение больше осадков.
76
Глава 2. Современный климат
к опусканию воды (или, наоборот, подъему), создавая тем самым первопричину термохалинной циркуляции. Суммарный эффект этих факторов можно описать вертикальным потоком массы на поверхности океана (положительным, когда он направлен вверх, т. е. повышает плавучесть). Карту значений по-i тока массы, построенную Е. Г. Агафоновой и А. С. Мониным [2], • | мы приводим на рис. 2.25. Положительные потоки наблюдаются ; в экваториальной зоне и у восточных берегов Тихого океана, : максимумы достигают 15 г/(см2-год); отрицательные потоки на-'s блюдаются от тропиков до умеренных широт, они имеют макси-j мумы до —20 г/(см2-год) в зонах Гольфстрима и Куросио.
] Охарактеризуем теперь температурное поле Мирового океана, используя статистические данные В. Н. Степанова [76]. Средняя температура поверхности Мирового океана равна 17,82° С . (в Тихом океане 19,37° С, ^- Индийском 17,85°С, в Атлантическом 17,58° С, в Северном Ледовитом около — 0,75° С, в северном полушарии приблизительно на 3°С выше, чем в южном), она на 3,6° С выше, чем средняя температура воздуха у поверхности Земли. Средние за год средние широтные значения температуры поверхности океана То приведены в табл. 2.4. В тропической зоне (треть площади океанов) они превосходят 25° С, достигая максимума 27,4° С немного севернее экватора, а в умеренных широтах То быстро убывает в сторону полюсов, переходя через нуль в зонах 60—65° ю. ш. и 70—75° с. ш. В умеренных и высоких широтах южного полушария изотермы То приблизительно следуют кругам широты, в остальных широтных зонах они сходятся у западных берегов океанов (создавая тем самым повышенные градиенты То) и расходятся у восточных берегов (где происходит вынос холодных вод из высоких широт, и изотермы изгибаются в сторону экватора) —см. рис. 2.26. Поле температуры поверхности океана испытывает небольшие сезонные колебания; их амплитуды минимальны (около ГС) в экваториальной зоне немного севернее экватора и максимальны в субтропиках на 40—45° с. ш. (около 9°С) и 30° ю. ш. (около 5,5°С), а в полярных районах падают до 2—3°С.
Средняя температура всей толщи вод Мирового океана (без Арктического бассейна) равна 5,7° С (в Индийском океане 6,7° С, Атлантическом 5,6° С и Тихом 4,7° С; северное полушарие на 2° теплее южного), она на 22,7° С выше средней по массе температуры атмосферы. Ее средние широтные значения Тср приведены в табл. 2.4. В тропиках и умеренных широтах они меняются всего лишь в пределах 2—3° С.
На индивидуальных вертикальных профилях температуры имеются особые точки, разделяющие слои воды разной природы: верхний квазиоднородный слой, в котором температура мало меняется с глубиной (он имеет толщину в тропиках около 100 м,
Рис. 2.25. Вертикальный поток массы на поверхности океана в г/(см2-год) [2]. Заштрихованы области отрицательного потока, т. е, опускания вод.
§ 2.2. Океан	79g
а в высоких широтах летом 10—20 м и зимой сотни метров, иногда даже доходя до дна); слой скачка, или сезонный термоклин толщиной в десятки метров, в котором температура резко — на несколько градусов— падает с глубиной; главный термоклин с плавным и замедляющимся понижением температуры с глубиной и условной нижней границей на глубине около 1500 м (с температурами около 10° С на глубине 300 м, 4—4,5° С на глубине 1000 м и 2,7—3,5° С на глубине 1500 м); глубинный слой, в котором температура мало меняется с глубиной, достигая у дна 1,5—1°С (в Атлантике от 2,5° С на севере до —0,5° С на юге). Исключением являются полярные воды, в которых под очень тонким летним прогретым слоем имеются наиболее холодные подповерхностные воды, затем более теплый слой с постепенным падением температуры до глубины 1—2 км и ниже — изотермия.
Согласно работе Е. Г. Агафоновой, Л. И. Галеркина и А. С. Монина [3], средняя соленость поверхности Мирового океана равна 34,84%о (в Атлантике 35,19%о, в Тихом океане 34,61%о и в Индийском океане 34,58%о). Средние широтные значения солености поверхности океана So приведены в табл. 2.4. Они максимальны в субтропиках (35,76%о в зоне 30—25° с. ш. и 35,74°/оо в зоне 20—25° ю. ш.), где наиболее велико превышение испарения над осадками, имеют частный минимум в экваториальной зоне (34,43%о в зоне 10—5° с. ш.), где осадки превышают испарение, и убывают к полюсам в умеренных широтах, переходя 35%о на широтах около ±40° и падая до 33,5%о и ниже в Антарктике и до 31—ЗО%о в Арктике. Карта средней солености поверхности Мирового океана в августе приведена на рис. 2.27; карты для других месяцев отличаются от нее очень немногим.
Совместная плотность вероятности температуры и солености поверхности Мирового океана p(S, Т), построенная в той же работе, приведена на рис. 2.28. На нем виден основной хребет высоких вероятностей с четырьмя вершинами, проходящий от холодных и сравнительно мало соленых вод к теплым и наиболее соленым; самая высокая вершина (р = 3,34%) соответствует холодным субарктическим водам. В области высоких температур располагается второй хребет высоких вероятностей, охватывающий широкий интервал солености S = 33,2-=-36,O°/oo; низкосолено-стная его часть соответствует водам Бенгальского залива, восточноэкваториальной зоны Тихого океана и акваторий у устьев Амазонки, Конго и других африканских рек; центральная часть этого хребта при S = 34,24-35,4%o соответствует экваториальнотропическим водам Тихого и Индийского океанов, правая часть при S = 35,6-4-36,4%о — экваториально-тропическим водам Атлантики, Аравийскому морю и субтропическим антициклонам Тихого океана. Заметим, что частная плотность вероятности
Рис. 2.27. Средняя соленость поверхности Мирового океана в августе [76].
§ 2.2. Океан
81
для температуры р(Т) имеетрезкий максимум при 7'=26-?28°С (экваториально-тропические воды) и слабый максимум при низких температурах (антарктические воды); такой же характер р(Т) имеет и в каждом из трех основных океанов. Частная плотность вероятности для солености p(S) имеет размытый максимум в интервале S = 34-=-36°/оо; такой же характер p(S) имеет в северной половине Тихого океана, тогда как в южной
его половине и в других двух океанах кривые p(S), наоборот, в указанном интервале имеют минимум с максимумами при больших и малых соленостях.
Средняя соленость всей толщи вод Мирового океана (без Арктического бассейна) равна 34,71°/оо (в Атлантике 34,87%о, Тихом 34,63%о и Индийском океане 34,58°/оо; в северном полушарии она на 0,13%о выше, чем в южном). Ее средние широтные значения £ср приведены в табл. 2.4; они мало меняются с широтой, так что в экваториальной зоне и полярнее широт ±40° они больше, а в субтропиках и тропиках меньше солености на поверхности. Средние вертикальные профили солености >5(2) обнаруживают наличие на глубинах 100—200 м подповерхностного слоя повышенной солености (максимальной для всей вертикали), под ним на глубинах 600—1200 м — промежуточного слоя пониженной солености (минимальной для всей
вертикали) и, наконец, глубинного слоя с приблизительно постоянной соленостью. Заметим, впрочем, что в разных акваториях океана наблюдаются разнообразные отклонения от этой средней картины, типичной только для экваториально-тропических вод. Так, в умеренно-тропических водах поверхностный
Рис. 2.29. Типовые Т, S-кривые вод океана [76].
/ — полярная, 2 — субполярная, 3 — умеренно-тропическая, 4— тропическая, 5 — экваториальная, 6 — североатлантическая, 7 — присредиземноморская, 8 — индо-малайская.
минимум солености исчезает; в субполярных водах S монотонно растет с глубиной, в полярных этот рост особенно быстр в самом верхнем слое; локальное значение имеют североатлантический тип с монотонным убыванием S с глубиной, присреди-j земноморский тип с максимумами S на поверхности и на глЧ бинах 500—1000 м и индо-малайский тип с одним максимумом<] на глубине 500 м. Это разнообразие профилей S(z) в сочетг| нии с профилями T(z) порождает весьма различные форий*-так называемых Т, S-кривых (на которых на графике с координатами S, Т глубины изображаются точками); В. Н. Степанов выделил восемь типов таких кривых (рис. 2.29).
Плотность р морской воды, приведенную к атмосферному давлению при Т, S = const, удобно измерять в единицах ot = = 1000(р—1); плотность при давлении р будет равна (1 + + Ю-3О()(1 — ЦР)1- гДе (44-5)  10~5 атм~‘— коэффициент изотермической сжимаемости воды, слегка уменьшающийся с ростом давления, И полная плотность, и О/ почти всюду возрастают с глубиной, так что стратификация плотности почти всегда гидростатически устойчива. Стало быть, значения ot минимальны на поверхности океана (и во всем верхнем квази-однородном слое над слоем скачка). Среднее значение сц на всей поверхности Мирового океана равно 24,74 (в Атлантике 25,24, в Индийском океане 24,46, в Тихом 24,33, в северном полушарии на 1,2 меньше, чем в южном). Средние за год средние широтные значения сц на поверхности океана приведены в табл. 2.4. Они минимальны в экваториальной зоне (22,18 в зоне 10—5° с. ш.) и возрастают к полюсам (до 27,30 в Антарктике и до 26,19 на 55—50° с. ш., далее к северу в; убывает до 24,55). Изопикны на поверхности океана в основном повторяют ход изотерм; они испытывают значительные сезонные колебания.
Наиболее быстрый рост плотности с глубиной наблюдается в слое скачка, особенно в экваториально-тропических водах; он может достигать перепадов боч = 1 на 10 м глубины, т. е. др/дг~ 10~6 г/см4 (тогда как в сильных температурных инверсиях около 1°С/м в приземном слое воздуха ^pa/5z~4‘10-8 г/см4). Под слоем скачка Oi возрастает с -глубиной медленно, достигая в придонных водах значений от 27,80 в северной части Тихого океана до 27,87 в Антарктике и 28,10 в Арктике. Вместо др/дг удобно рассматривать частоту Вайссяля — Брента
N = LL -.SLY!1'2
L Р \ дг	с2 / I
(g — ускорение свободного падения, с» 1,5 км/с — скорость звука), которая обычно возрастает с глубиной от поверхности океана до слоя скачка, где период 2n/N имеет значения порядка 10 мин, а от слоя сйачка до дна убывает в десятки раз [57], в верхней половине океана под слоем скачка N — wJz при ®*~2,2 м/с, а в нижней половине океана над придонным слоем А приблизительно пропорционально расстоянию до дна.
Переходя к полю скорости течений в Мировом океане, начнем с поверхностных течений, сведения о которых накоплены по измерениям сноса судов, бутылочной почте и пока еще немногочисленным измерениям на заякоренных буйковых станциях. Карта основных поверхностных течений Мирового океана (рис. 2.30) показывает, что в самых общих чертах горизонталь-
§ 2.2. Океан
85
ная циркуляция поверхностных вод сводится к гигантским антициклоническим круговоротам в северных и южных половинах океанов под соответствующими атмосферными субтропическими антициклонами, с обострением течений на западных перифериях круговоротов — там и находятся наиболее сильные течения со скоростями свыше 1 м/с, в том числе Гольфстрим и Куросио. Северные и южные круговороты разделяются экваториальной (или,точнее, северной тропической) конвергенцией, образуемой сталкивающимися пассатными течениями. Между этой конвергенцией и круговоротами имеются тропические зоны дивергенции. На квазиширотных осях круговоротов имеются субтропические зоны конвергенции. Из дополнительных циркуляционных звеньев крупнейшими являются циклонические круговороты вокруг Антарктики и в районах Исландской и Алеутской атмосферных депрессий, которые отделены от антициклонических круговоротов полярными фронтами. На полярных перифериях циклонических круговоротов местами намечаются полярные конвергенции.
По оценкам В. Н. Степанова, средние скорости поверхностных течений равны 19,3 см/с в Индийском океане, 12,3 см/с ,в Тихом и 11,6 см/с в Атлантическом. Их расходы имеют порядок 108—107м3/с. Эти течения имеют, по-видимому, преимущественно ветровое происхождение. Создаваемые ими нагоны, а также термохалинное расширение и сжатие вод создают отклонения поверхности океана от равновесного уровня геоида порядка дециметров. Из рис. 2.31 видно, что наибольшие отклонения вверх имеются на западных перифериях океанов, особенно в субтропиках, а вниз — в околополяр-ных районах. Поверхностные течения претерпевают заметные сезонные колебания, особенно значительные в муссонных
Рис. 2.31. Отклонения поверхности Мирового океана от равновесного уровня геоида в сантиметрах [76].
§ 2.3. Современное оледенение
87
зонах Индийского океана. Кроме того, наблюдается чрезвычайно интенсивная синоптическая изменчивость. Сильные струйные течения, как Гольфстрим и Куросио, интенсивно меандри-руют, и особенно извилистые меандры нередко отсекаются, образуя так называемые ринги, например холодноводные циклоны к югу и тепловодные антициклоны к северу от Гольфстрима. В последние годы синоптические вихри с горизонтальными масштабами порядка 102 км и масштабами времени порядка месяцев обнаружены (прежде всего, советскими учеными) и в срединно-океанских районах. По имеющимся оценкам, кинетическая энергия синоптических вихрей сравнима с энергией квазистационарной циркуляции.
Измерений глубинных течений имеется еще слишком мало, и картина глубинной циркуляции построена только расчетными методами, пока что не очень надежными. В среднем течения, особенно в антициклонических круговоротах, ослабевают с глубиной, и на больших глубинах остаются заметными лишь Антарктическое циркумполярное течение и высокоширотные циклонические циркуляции. У дна антарктические воды, двигаясь со скоростями 0,1—1 см/с, проникают в Атлантике и Тихом океане до северных субтропиков, а в Индийском океане — до экватора. При помощи уравнений конвективной диффузии тепла и соли по типовым меридиональным разрезам полей температуры и солености В. Н. Степанов оценил среднюю по всему океану меридиональную скорость в 2,4 см/с (а вертикальные скорости в верхнем слое океана — порядка (5-=-10) • 10—5 см/с, в глубинных слоях — на порядок больше). Приняв такой же и зональную скорость, получаем для полной скорости течений среднее значение 3,5 ом/с — тогда плотность кинетической энергии течений оказывается примерно 0,6 Дж/м3, в 200 раз меньше, чем в атмосфере (что понятно, поскольку океан получает кинетическую энергию главным образом от атмосферы, а «сцепление» очень слабое). Укажем для сравнения, что плотность внутренней энергии рсТ в океане много больше, чем в атмосфере (1,2* 109 против 1,6-105 Дж/м3), плотность потенциальной энергии ’/г pgH также много больше (2-107 против 4-104 Дж/м3), а плотности доступной потенциальной энергии, по оценке И. Л. Вулис и А. С. Монина [19], в океане и атмосфере сравнимы (7-102 и 5-102 Дж/м3).
§ 2.3. Современное оледенение
Современное оледенение или криосфера Земли — это вся вода в твердом агрегатном состоянии, где бы она ни находилась. Поэтому составляющими современного оледенения являются материковые ледниковые щиты и горные ледники, вечная
88
Глава 2. Современный климат
мерзлота и ископаемые льды, морские льды, снежный покров, айсберги и, наконец, лед в атмосфере.
Кроме того, полезно различать постоянное или многолетнее оледенение, с одной стороны, и сезонное, с другой. Наиболее важными характеристиками составляющих криосферы являются масса (или объем) и площадь распространения. Эти характеристики приводятся в табл. 2.5.
Таблица 2.5. МАССА И ПЛОЩАДЬ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
ОСНОВНЫХ КРИОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ [88]
Вид льда >	Масса		Площадь распространения	
	г	%	млн. км2	% от поверхности
Ледниковые покровы и лед-	2,4-1022	97,72	16	11 суши
НИКИ				
Подземные льды	5-1020	2,04	32	25 суши
Морские льды	4-Ю19	0,16	26	7 океана
Снежный покров	1-Ю19	0,04	72	14 Земли
Айсберги	8-Ю18	0,03	64	19 океана
Атмосферные льды	2-1018	0,01	—	—
Всего	2,456-1022	100		
Из всего объема воды, имеющейся на Земле (1384-106 км3), на криосферу приходится всего около 2%. Но роль ее в формировании климата Земли и в его изменениях велика.
Из таблицы видно, что большая часть массы льда на Земле приходится на покровные и горные ледники. Самый большой ледниковый щит на Земле — Антарктический. Его наибольший поперечник составляет 5600 км, наименьший — 2900 км. Его площадь с присоединенным покровом прибрежных островов равна 13 779 тыс. км2, т. е. 98,6°/о всей поверхности материка Антарктида [92]. Ледниковый покров Антарктиды распадается на две части: Восточно-Антарктический и Западно-Антарктический ледниковые щиты. Граница между ними проходит вдоль высоких (до 4528 м, вершина Киркпатрик) Трансантарктических гор, протянувшихся на 3200 км.
Восточно-Антарктический щит имеет площадь 10 521 тыс. км2 и представляет собой фактически единый купол с центром в средней части щита (рис. 2.32). От ледораздела потоки льда движутся к берегам Индийского океана и в ряде мест побережья, всплывая, но не теряя связи с толщей материкового льда, образуют так называемые шельфовые ледники. Общая площадь шельфовых ледников Восточной Антарктиды составляет 296 тыс. км2, или 2,8% всей площади Восточно-Антаркти-ческого щита. По другую сторону от ледораздела лед через
§ 2.3. Современное оледенение
89
выводные ледники в поперечных долинах Трансантарктических гор питает шельфы Западной Антарктиды. Западно-Антарктический щит, площадь которого составляет 3135 тыс. км2, имеет
Рис. 2.32. Рельеф ледниковой поверхности Антарктиды и распространение морских льдов в Антарктике.
Куполы: / — Восточно-Антарктический, II — Элсуэрт, /// — Мэрн Бэрд, IV—Палмера. Штриховой линией показана граница морских льдов в конце лета 1972/73 г., сплошной — в конце зимы 1973 г. [217].
более сложную поверхность. Здесь выделяются три основных купола: Элсуэрт (973 тыс. км2), Мэри Бэрд (582 тыс. км2) и Палмера.(270 тыс. км2). Меньшие размеры имеет сложный купол на Земле Грейама. В Западной Антарктиде 38,6% поверхности (1210 тыс. км2) приходится на шельфовые ледники, среди Которых выделяются огромные шельфовые ледники Росса (525 тыс. км2) и Фильхнера (433 тыс. км2).
Антарктида, покрытая ледниковым щитом, является самым высоким материком. Ее средняя высота составляет 2040 м,
90
Глава 2. Современный климат
а без учета шельфовых ледников — 2300 м, тогда как средняя высота всех остальных материков 730 м над ур. м. Более 55% поверхности Антарктиды лежит выше 2 км, а около 25% — выше 3 км.
В последние годы благодаря многочисленным сейсмическим зондированиям и гравиметрическим съемкам удалось «увидеть» и подледный рельеф Антарктиды [37]. Под тяжестью ледяного
Рис. 2.33. Разрез Антарктического щита вдоль меридианов 90° з. д. и 90° в. д.
щита ее поверхность опустилась и лежит, по современным представлениям, в среднем на 410 м выше уровня моря (по сравнению со средней высотой остальных материков, равной 730 м). Значительная часть поверхности лежит ниже уровня океана (согласно И. А. Суетовой, 4204 тыс. км2, или 30% поверхности материка). Некоторые нунатаки достигают высоты 5 км и более (5140 м в горах Элсуэрт, Западная Антарктида), а самые низкие участки коренного ложа имеют отметки —2, —2,5 км (—2550 м во впадине Бэрд, Западная Антарктида). На рис. 2.33 показан профиль Антарктиды вдоль 90-х меридианов по данным батиметрической карты Антарктики [18].
Вдали от края ледникового щита и от поднимающихся над поверхностью льда нунатаков толщина льда колеблется от 640 м над горами Гамбурцева в центральной части Восточной Антарктиды до 4335 м над впадиной Бэрда. Средняя толщина края ледникового щита составляет 340 м. Когда лед такой толщины всплывает у края материка, его возвышение над водой состав,-ляет около 40 м. Подсчеты показывают, что объем наземной части Антарктического щита составляет 23 млн. км3 (учет пла
§ 2.3. Современное оледенение	911
вучего льда доводит эту величину до 23,7 млн. км3). Имеются, однако, веские соображения, заставляющие думать, что истинный объем льда значительно больше. Эти соображения основаны на том, что гипсографическая кривая Антарктиды должна быть подобной кривым для других материков, образовавшихся в результате раскола Гондваны [92]. Расчеты показывают, что в этом случае в изостатически уравновешенном состоянии средняя высота нагруженного материка должна быть равна —198 м. При такой высоте объем льда Антарктического щита должен быть равным 30,4 млн. км3.
Если объем льда равен 23 млн. км3, то полное таяние льда Антарктического щита должно привести к повышению уровня океана на 50 м, если же его объем равен 30,4 млн. км3, то повышение уровня должно составить 65 м. Обе величины получены с учетом как количества льда, лежащего ниже уровня океана, так и наклона гипсографической кривой суши вблизи уреза воды в океане. Соответственное увеличение площади океана составит 11,8 и 20,7 млн. км2, или 7,9 и 13,9% площади современной суши.
Скорость питания ледникового щита Антарктиды изменяется от 40 г/(см2-год) в прибрежной полосе до 5 г/(см2-год) и менее во внутренних частях материка. Согласно расчетам П. А. Шумского [92], ледниковый Щит получает за год 2668 км3 водного эквивалента в год, абляция на верхней поверхности составляет всего 15—16 км3 за год. Последнее является следствием полярного положения Антарктиды, края которой фактически не достигают границы зоны абляции, так как снеговая климатическая линия и на периферии щита лежит на уровне моря или даже ниже его. На таяние льда со дна (в воде и на суше) приходится около 450 км3 в год. Таким образом, основной статьей расхода является откалывание айсбергов, на которое при условии стационарности ледникового щита приходится в среднем 2200 км3 в год. В действительности объем откалывающихся айсбергов от года к году может существенно изменяться, делая баланс то отрицательным, то положительным. Такая нерегулярность свойственна главным образом шельфовым ледникам, от которых иногда откалываются гигантские айсберги. Так, в 1964 г. Антарктический щит потерял сразу 3300 км3 в результате откола края ледников Эймери и Западный.
Сравнение статей бюджета массы льда с объемом ледникового щита наглядно показывает, какой огромной инерцией он обладает. Средний период оборота или средний возраст льда составляет около 10 тыс. лет. Самый древний лед, однако, имеет, согласно расчетам возраст 466 тыс. лет и находится У дна вблизи границы донного таяния примерно в 600 км от побережья. Центральное положение у полюса и отсутствие
i
92
Глава 2, Современный климат
в его пределах зоны абляции делают Антарктический ледниковый щит особенно устойчивым.
Гренландский ледниковый щит лежит на краю северной полярной области и простирается с севера на юг на 2400 км и
Рис. 2.34. Рельеф ледникового щита (/) и коренного ложа Гренландии (2).
с запада на восток до 1000 км. Его площадь равна 1806 тыс. км2 (вместе с отдельными ледяными шапками вне щита, имеющими площадь 76 тыс. км2), что составляет 82,5% всей поверхности Гренландии. Щит образует два купола: центр основного расположен в средней части острова на широте 72°, центр другого лежит в южной части на широте 64,5° (рис. 2.34). Высота северного купола составляет 3200—3300 м над ур. м., южного-"
§ 2.3. Современное оледенение
93
2700—2800 м. От куполов лед движется к побережью со средней скоростью 20 м/год; в отдельных выводных ледниках, достигающих уровня моря, скорость движения льда доходит до 7000 м/год.
Сейсмическое и гравиметрическое профилирование позволило получить представление о рельефе коренного ложа Гренландии. В центральной части острова имеется большая область, расположенная ниже уровня моря. Максимальная известная отрицательная отметка —400 м. Площадь поверхности этой области составляет примерно 7з всей площади Гренландии. На юге острова находится сравнительно высокая горная страна, по западному и восточному берегам протягиваются горные цепи. Особенно высоки они (до 3700 м) на восточном берегу.
Средняя толщина щита вдоль параллели в центральной части составляет 2300 м, а максимальная толщина достигает 3300—3400 м, на севере и юге толщина льда меньше. Средняя толщина льда всего ледникового щита составляет 1600 м. Объем льда оценивается в 2,7 млн. км3 ±5%, т. е. на порядок меньше, чем объем льда Антарктического щита. Подсчеты показывают, что если ниже уровня океана лежит 4,6% объема всего щита, то его полное таяние поднимет уровень океана на 6,7 м.
Больше всего снега накапливается на поверхности льда на юге острова и ближе к побережьям (более 90 г/(см2-год)), к северу скорость накопления снега значительно сокращается (до 15 г/(см2-год) и менее). Общее накопление льда (в водном эквиваленте) оценивается в 600 км3, на таяние приходится 360 км3, на откалывание айсбергов — 251 км3 [181].
Ледниковые щиты таких размеров, как Гренландский и в особенности Антарктический, благодаря свойствам ледяной поверхности создают свой собственный климат. Если обычно из-за парникового эффекта уровень, где формируется излучение Земли, лежит примерно на 5500 м над поверхностью, то над ледниковыми щитами из-за большого альбедо, с одной стороны, и высокой излучательной способности, с другой, этот уровень лежит на поверхности щита, т. е. парниковый эффект практически отсутствует. Особенно велика роль Антарктического щита, охлаждающего все южное полушарие. Его присутствие оказывает влияние и на океаны. Поверхностные воды у его берегов (а благодаря сильным стоковым ветрам здесь в любое время года имеются полыньи) или у края припайного льда охлаждаются и опускаются вниз, формируя основную массу глубинных вод.
На малые покровные и горные ледники приходится около 0,5 млн. км2 поверхности и около 0,24-10® км3 объема. Их климатическая роль для Земли в целом незначительна, однако они являются чувствительными индикаторами изменений климата.
94
Глава 2. Современный климат
Подземные льды являются второй по массе составляющей криосферы. Они включают сезонномерзлые и многолетнемерзлые горные породы. Первые распространяются на свободной от ледников поверхности площадью до 60 млн. км2 и охватывают незначительный по толщине верхний слой Земли. Особое значение имеют многолетнемерзлые породы. Они занимают площадь в 32 млн. км2. Лед встречается в них в трех формах: в виде льда-цемента в многолетнемерзлом грунте, жильного льда, заполняющего пустоты в горных породах, а также погребенного ископаемого льда. Самыми распространенными являются слои многолетнемерзлых пород, в которых лед выполняет роль цементирующего вещества, наименьшее распространение имеют ископаемые льды.
Широко распространенный термин «вечная мерзлота» в последнее время вызывает справедливую критику. С одной сто- < роны, этот термин слишком неопределенен, так как под ним подразумевается то явление промерзания грунтов, то сами слои промерзшего грунта. С другой стороны, и это главное, «вечная { мерзлота» вовсе не является вечной. И если ниже будет при-меняться иногда этот термин, то только как синоним «многолетнемерзлых пород».
Необходимое условие существования многолетнемерзлых па род — отрицательные средние годовые температуры поверхпося Земли. В тех областях, где и летние температуры отрицательни многолетняя криолитозона выходит на дневную поверхност| Там, где средняя годовая температура поверхности отрица тельна, но близка к нулю, многолетняя мерзлота имеет острой ной характер. Имеются районы, где вечная мерзлота сущест вует, несмотря на положительные средние годовые температуры,-Такая мерзлота является реликтовой — результат суровых климатических условий в прошлом.
Бурение скважин через всю толщу Гренландского ледникового щита показало, что температура ледникового ложа значительно ниже температуры плавления льда [176] и равна —10, —12° С. Согласно расчетам, в Антарктиде соответствующие температуры достигают —30° С и даже ниже. Лишь незначительная доля поверхности ложа Антарктического щита имеет температуру плавления. Это значит, что под ледниковыми щитами существует вечная мерзлота.
Особенно большие пространства занимают многолетнемерзлые слои в северном полушарии (рис. 2.35), охватывая широкий субполярный пояс Северной Америки и Евразии. Граница их распространения располагается дальше всего к северу в западных частях материков, а по мере продвижения к востоку отодвигается далеко на юг. Южнее всего эта граница проходит в Восточной Сибири, где господствует суровый континентальный
§ 2.3. Современное оледенение
Рис. 2.35. Многолетнемерзлая зона северного полушария [61] и распространение морских льдов.
/ — сплошная мерзлота, 2 — прерывистая мерзлота. 8 — островная мерзлота. Сплошной линией показана граница морских льдов в апреле, штриховой —в августе 1938 г. [155].
96
Глава 2, Современный климат
климат с малоснежной зимой. Вечная мерзлота имеется также на значительной части материкового шельфа Северного Ледовитого океана. Она имеется и вне субполярной области, в горных областях, лежащих выше снеговой линии. В южном полушарии многолетнемерзлые горные породы имеют значительно меньшее распространение, поскольку здесь субполярная область приходится на океанскую поверхность. Вечномерзлые слои лежат под Антарктическим ледниковым щитом, на части шельфа Антарктиды, а также в горных областях Южной Америки.
Согласно расчетам, в районе Мирного (Антарктида) мощность многолетнемерзлой толщи составляет 162 м, в оазисе Бан-гера — 140 м. Под Гренландским ледниковым щитом слой вечной мерзлоты достигает 200 м. Однако максимальных значений мощность вечномерзлых слоев достигает не под ледниковыми щитами, а в районах, свободных от ледового покрова, но имеющих холодный климат с суровой, долгой малоснежной зимой. Например, в Восточной Сибири и в Забайкалье она достигает 1300—1500 м, в Северной Канаде — 400—600 м. Такого порядка величины дают немногочисленные непосредственные измерения. Льдистость мерзлых грунтов иногда достигает весьма больших значений. В ряде низменных районов Сибири в верхнем 50—100-метровом слое на лед приходится до 50—70% объема грунтов. В случае таяния этих льдов большие территории могли бы оказаться ниже уровня моря [89].
Рассмотренные составляющие криосферы Земли оставляют на долю остальных около четверти процента массы. Тем не менее с точки зрения климата две следующие составляющие — морские льды и снежный покров имеют огромное значение. Дело в том, что для формирования климата и его колебаний важно, какую часть поверхности занимает лед или снежный покров. Если альбедо поверхности Земли (воды или суши) составляет 0,1—0,2, то снег и лед увеличивают его до 0,7—0,9. Морской лед не только увеличивает альбедо поверхности моря, но и коренным образом изменяет теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой, резко уменьшая теплоотдачу моря атмосфере.
В северном полушарии распространение морского льда в конце лета (сентябрь), т. е. во время его минимального развития, ограничено центральным бассейном Северного Ледовитого океана. Здесь на площади около 8,4 млн. км2 из года в год сохраняется многолетний паковый лед, достигающий толщины более 3 м. Из этого на сплошной ледяной покров приходится примерно 7 млн. км2. В конце осени и зимой интенсивное образование льда происходит не только в окраинных морях Северного Ледовитого океана, но и в морях умеренной зоны. В конце зимы и весной лед распространяется на'все арктические окра
§ 2.3. Современное оледенение
97
инные моря, за исключением небольшой части Баренцева моря, части Гренландского моря и Датского пролива. Льдом покрываются воды Канадского архипелага, Гудзонов залив, часть пролива Дейвиса и Лабрадорского моря, залив Святого Лаврентия. В Тихом океане льдом покрывается почти половина Берингова моря, Охотское море, за исключением крайней южной части, и небольшая часть Японского моря.
Таким образом, в северо-западных частях Атлантического и Тихого океанов льды достигают зимой 42—45° с. ш. (см. рис. 2.35). Вся площадь покрытых льдом вод составляет в это время примерно 18 млн. км2. Площадь морских льдов в северном полушарии изменяется в течение года вдвое или примерно на 10 млн. км2.
Объем морских льдов в Северном Ледовитом океане в конце лета оценивается в 2-Ю4 км3, в конце зимы — в 5-104 км3 [292]. Это около 2% объема Гренландского ледникового щита.
Изменчивость площади распространения морских льдов в южном полушарии значительно больше. В конце южного лета (март) они занимают площадь около 2,5 млн. км2, тогда как в конце зимы (сентябрь)—около 20 млн. км2 (см. рис. 2.32). Объем морских льдов в антарктических водах изменяется от 5-103 км3 в период их наименьшего распространения до 3-104 км3 в конце зимы. Наибольшую ширину область распространения льдов как зимой, так и летом имеет в районе к востоку от моря Уэдделла и моря Росса. Это объясняется как особенностями океанической циркуляции, обусловленными конфигурацией материка, так и, возможно, несколько большей рас-пресненностью вод благодаря айсбергам.
Летом льды занимают узкую полосу, примыкающую к Антарктическому материку, причем ширина ее на большей части побережья не более 50 миль. К некоторым участкам побережья можно подойти, не встретив льдов. Такие участки имеются, например, южнее Австралии и Африки, на тихоокеанском берегу Земли Грейама, в море Росса. Зимой льды распространяются на север до 53° ю. ш. в Атлантическом секторе, до 58—60° ю. ш. в Тихоокеанском и Индоокеанском секторах.
Снежный покров хотя бы на короткое время ежегодно образуется на площади около 115 млн. км2, в некоторые годы — до 126 млн. км2 [93]. Из этого около двух третей приходится на сушу, одна треть — на морские льды. В северном полушарии снегом покрывается около 77 млн. км2, а в южном — 38 млн. км2. Поскольку площадь материков в северном полушарии значительно больше, чем в южном, то зимой северного полушария снежный покров имеет максимальное распространение — 91 млн. км2, а летом северного полушария его площадь минимальна— 38 млн. км2. В среднем за год это дает 72,5 млн. км2.
4
Заказ № 1742
98
Глава 2. Современный климат
Анализ наблюдений со спутников за семь лет с 1967 по 1973 г. позволил получить средние площади распространения сохранявшихся не менее пяти суток снега и льда как для всего ' земного шара, так и для отдельных полушарий. Полученные значения приведены в табл. 2.6.
Таблица 2.6.	ПЛОЩАДЬ ЛЬДА И СНЕГА ПО ДАННЫМ НАБЛЮДЕНИЙ СО СПУТНИКОВ [201, 292]			
Месяц	4 .	Площадь, млн. км2		
		северное полушарие	южное полушарие	земной шар
>				
Январь		58,4	18	76
Апрель		41,2	18	59
Июль		14,3	25	39
Октябрь		22,8	34	57
Среднее за	год	34,8	23,8	59
Анализ этих результатов показал, кроме того, что площадь,
покрытая снегом и льдом, может испытывать резкие колебания. На рис. 2.36 показаны изменения за упомянутые семь лет. Там
же показана оценка изменений потерь Землей энергии за счет изменения альбедо. Анализ показал также, что общая площадь
снежного покрова за эти годы была несколько меньше, чем оценка П. А. Шумского и А. Н. Кренке.
Айсберги занимают предпоследнее место в приведенной в начале параграфа табл. 2.5. На них приходится всего 0,03% массы всей криосферы.
В южном полушарии единственным источником айсбергов является Антарктида. Более половины айсбергов (по объему) образуется в результате откола от шельфовых ледников, длина
фронта которых несколько меньше половины длины всей береговой линии материка. Почти четверть объема айсбергов производят выводные ледники, на которые приходится около 10% всей береговой линии. Особенно крупные айсберги, иногда айсберги-гиганты, откалываются
Р‘10,9кал/сут з-10екм2
/,7 -
1,8 -
1,9 -
2,0 -
2,1 -
1969	1971	1973
Рис. 2.36. Скользящие средние (по 12 месяцам) площади (s) поверхности, занятой в северном полушарии снегом и льдом, и вычисленные потери (7?) солнечной энергии за счет увеличения альбедо [201].
и->
§ 2.3. Современное оледенение
99
от ледникового шельфа. Некоторые из них сразу же садятся на мель и существуют как острова в течение десятилетий. Таков, например, о. Победа напротив ледника Шеклтона, представляющий собой айсберг площадью 2500 км2 и объемом 500 км3. Другие айсберги-гиганты дрейфуют в течение многих лет в прибрежном западном, а затем в восточном циркумантарктическом течении. В 1854 г. был обнаружен айсберг длиной 120 км и высотой около 90 м в координатах 44° ю. ш., 28° з. д. Очевидно, что прежде чем достичь 44-й параллели, он дрейфовал в течение, по крайней мере, нескольких лет. В течение следующих 11 лет о его движении сообщало 21 судно. Впоследствии сообщалось об айсбергах еще больших размеров. Однако преобладают айсберги значительно меньших размеров длиной от 200— 300 м до 1—2 км, которые «живут» гораздо меньше времени. Мелкие айсберги, вынесенные в зону теплого восточного течения, живут не более 1—2 лет.
Обычно границей распространения айсбергов является антарктическая конвергенция. Дальше всего на север они распространяются в атлантическом секторе (до 46—50° ю. ш.), в индийском секторе и тихоокеанском секторе они начинают встречаться на 50—58 и 50—60° ю. ш. соответственно. Иногда айсберги обнаруживаются в гораздо более низких широтах. Так, сообщалось о встрече с айсбергом в Атлантическом океане на 26,5° ю. ш. Площадь максимального распространения айсбергов в южном полушарии, по оценке П. А. Шумского и А. Н. Кренке, равна 56 млн. км2.
В северном полушарии основным источником айсбергов является Гренландский ледниковый щит. Небольшое число мелких айсбергов производят ледники Шпицбергена, Новой Земли и некоторых других островов Северного Ледовитого океана, а также ледники Аляски. Согласно А. Бауэру [107], половину айсбергов (по объему) дают выводные ледники восточного побережья Гренландии, несколько меньше половины производят ледники западного берега. В дальнейшем айсберги дрейфуют в Восточно-Гренландском и Лабрадорском течениях и к юго-востоку от Ньюфаундленда достигают широты 38—40° с. ш.
Имеющиеся оценки ежегодной продукции айсбергов весьма сильно расходятся. Так, оценки для Антарктиды, приведенные в 13 работах за период 1957—1963 гг., варьируют от 40 до 1740 км3/год в водном эквиваленте [36]. К тому же продукция айсбергов, как говорилось выше, очень неравномерно меняется от года к году. По данным В. И. Шильникова [90], в навигационный период в Антарктике насчитывалось 218 300 айсбергов общим объемом 17 928 км3 пресного льда. По данным аэрофотосъемки, в 1949 г. в Северной Атлантике было зарегистрировано 40 232 айсберга, т. е. в 5 раз меньше.	,г , у
100	Глава 3. История Земли
Атмосферный Лед составляет по массе всего-навсего 0,01% криосферы, но благодаря своей быстрой оборачиваемости он играет важную рель. Так, ежегодный прирост массы ледников на Земле более чем на 90% обеспечивается именно осаждением атмосферного льда. Велика также его тепловая роль. Согласно В. Г. Ходакову [80], ежегодно в конце зимы общая масса снега в северном полушарии составляет 1,06-1017 г, в южном — 0,62-Ю17 г. Значит, при сублимации выделяется 1,14-1020 кал/год. Это минимум, поскольку значительная часть снега выпадает на теплую поверхность океанов или суши, а некоторая часть снега в течение года успевает^ обернуться через атмосферу многократно.	>
Глава 3.	История Земли
§ 3.1. Эволюция недр Земли
По современным представлениям, во многом связанным с именем О. Ю. Шмидта, Земля, остальные планеты и Солнце образовались, по-види^ому, приблизительно одновременно из допла-нетного холодного слегка вращающегося газово-пылевого облака [55].
Для определения общего возраста Земли и других тел Солнечной системы можно использовать изотопные анализы доступных нам образцов вещества этих тел, т. е. земных пород, метеоритов и пород Луны. Менее всего подходят породы земной коры, так как они образовывались, по-видимому, в течение всей истории Земли и поэтому оказываются моложе Земли в целом. И действительно, пород древнее 4 млрд, лет мы в земной коре практически не знаем. Наиболее подходящими образцами представляются метеориты. По отношениям изотопов свинца РЬ208, РЬ207, РЬ288 (образующихся при радиоактивном распаде урана U238, U235 и тория Th232) к нерадиогенному изотопу РЬ204 для возрастов метеоритов получены значения порядка 4,5—4,6 млрд, лет (например, возрасты метеорита-ахондрита Ангра дос Рейс и углистого хондрита Алленде оценены в 4,62 млрд, лет); такие же оценки получаются и по урано-ториево-свинцовому, рубидийстронциевому и калий-аргоновому методам. Отметим, что для наиболее древнего из имеющихся сейчас лунных образцов — анортозита 60015—отношение изотопов стронция Sr87/Sr86 ока- ' залось таким же, как у метеорита Ангра дос Рейс.
§ 3.1. Эволюция недр Земли
101
Наиболее обоснованной современной оценкой возраста Земли и других тел Солнечной системы представляется цифра 4,65 млрд. лет.
Главное в истории Земли в целом — это эволюция ее внутренней структуры, т. е. распределения по глубинам химического состава вещества, его фазового состояния (газообразное, жидкое или твердое; в последнем случае—вид кристаллических решеток) и физических характеристик — давления, температуры, плотности, упругости, вязкости, электропроводности и т. д. Главным процессом в эволюции недр Земли была гравитационная дифференциация веществ различного веса, при которой более тяжелые вещества опускались вниз, к центру Земли, а более легкие поднимались наверх. В результате этого процесса Земля расслоилась на оболочки так, что более глубокие оболочки состоят из более тяжелых веществ,
У современной Земли этими оболочками являются, сверху вглубь, 1) атмосфера (5,3-1021 г воздуха — около ‘/юооооо массы всей Земли); 2) гидросфера (1,46- 1024 г воды, 4/4ооо массы Земли); 3) земная кора средней толщиной 33 км и массой 4,7 • 1025 г — около 0,8% массы Земли (континентальная кора имеет толщину 25—75 км и состоит из осадочного, гранитнометаморфического и базальтового слоев; океаническая кора имеет толщину 6—8 км и состоит из осадочного, базальтового и серпентинитового слоев); 4) мантия с глубиной нижней границы 2920 км, распадающаяся на верхнюю (глубины до 410 км), среднюю (410—1000 км) и нижнюю (1000—2920 км); на глубинах около 80—300 км в верхней мантии имеется слой с пониженными жесткостью и вязкостью, называемый астеносферой-, вышележащая часть мантии вместе с земной корой называется литосферой; 5) ядро, распадающееся на внешнее жидкое (глубины 2920 — 4980 км) и внутреннее твердое ядро.
В работе В. П. Кеонджяна и А. С. Монина [40] была рассчитана упрощенная модель Земли, состоящей из двух веществ — легкого «мантийного», содержащего в основном силикаты, и более тяжелого «ядерного», содержащего, по-видимому, в основном железо (наличием в Земле около 1 % наиболее легкого вещества— алюмосиликатов земной коры — для простоты расчета пренебрегалось). В расчете для современной мантии был принят химический состав так называемого пиролита, по А. Рингвуду, содержащего по массе 6,58% Fe, а для ядерного вещества — состав РегО, по О. Г. Сорохтину (небольшая примесь какого-то легкого вещества к железу в ядре нужна, так как иначе его плотность получалась бы немного больше, а скорость сейсмических волн в нем — немного меньше наблюдаемых; наиболее подходящим легким веществом О. Г. Сорохтин признал кислород и подобрал по плотности внешнего ядра его состав РегО, совме
1UZ
1 лава 3. История земли
стимый со структурой электронных оболочек железа при соответствующих ядру высоких давлениях).
При этом концентрация ядерного вещества в современной мантии получается равной 7,52%, а поскольку ядро сейчас содержит 32,18% массы всей Земли, то концентрация ядерного вещества в Земле в целом оказывается равной 37,3%, так что доля х ядерного вещества, уже перешедшая в ядро, равняется 86,3%. Таким образом, процесс гравитационной дифференциации ядерного вещества в Земле осуществился уже на 86,3%.
Зависимости плотности от давления для мантийного и ядерного веществ при расчете были описаны простыми параболическими кривыми, подобранными так, чтобы для современной Земли с известными значениями ее радиуса и радиуса ядра получались правильные значения ее момента инерции и масс всей Земли и ядра. При помощц>этих кривых была рассчитана внутренняя структура Земли на любой стадии гравитационной дифференциации ее недр (характеризуемой долей х ядерного вещества, перешедшей в ядро). Расчет показал, что радиус ядра растет чуть быстрее, чем ^"радиус Земли слегка убывает (за всю ее историю всего на 25 км); плотность и давление в центре Земли заметно растут, а на границе ядра убывают (но разность плотностей мантии и ядра на этой границе слегка возрастает); момент инерции Земли уменьшается (за всю ее историю на 12%); скорость вращения Земли увеличивается обратно пропорционально моменту инерции (этот эффект противоположен действию приливного трения, но он значительно слабее последнего) .
Потенциальная энергия Земли в поле ньютоновского притяжения всех ее масс при гравитационной дифференциации ее недр уменьшается (так как увеличивается концентрация масс к центру тяжести). Согласно расчету, освободившаяся за всю историю Земли потенциальная энергия составила 1,6-1038 эрг. Эта цифра почти вдвое больше оценки количества энергии, выделившейся при распаде долгоживущих радиоактивных изотопов урана, тория и калия, составляющей, по Е. А. Любимовой [46] 0,9-1038 эрг. Другие энергетические источники внутри Земли имеют, по-видимому, гораздо меньшее значение, так что для суммарного выделения энергии внутри Земли можно принять оценку 2,5-1038 эрг. При современной скорости излучения тепла в космос (1,5-10—6 кал/(см2-с), или 9,9- 1027 эрг со всей поверхности Земли в год) за всю свою историю Земля должна была потерять 0,45-1038 эрг (если же принять модели, по которым ранее теплопотери были больше, то все же, согласно Е. А. Любимовой, они в сумме не могли превысить 0,74-1038 эрг). Таким образом, можно принять, что за всю историю Земли внутри иее накопилось около 2-1038 эрг тепла. -¥*	*
§3.1. Эволюция недр земли
Накапливавшееся тепло затрачивалось на разогрев и частичное плавление земных недр. Приняв для ядерного вещества удельную теплоту плавления в 70 кал/г, как для железа, убеждаемся, что на расплавление внешнего слоя ядра, имеющего массу 1,78-1027 г, затрачено всего только 5-Ю36 эрг. Следовательно, почти все накопившееся тепло ушло на разогрев недр. Согласно Е. А. Любимовой, если разогреть Землю на всех глубинах до температуры плавления, то ее внутренняя энергия будет не меньше 3,2-1038 эрг. Накопленного тепла для этого не хватает, если только начальная внутренняя энергия Земли в момент ее образования не превосходила 1,2-1038 эрг; при средней теплоемкости земного вещества в 0,3 кал/(г-град) эта внутренняя энергия соответствует средней температуре в 1600°. Согласно В. С. Сафронову [71], фактически начальная температура не превышала 1200°. Из этого следует, что Земля никогда не была полностью расплавленной.
Однако частичное плавление происходило во внешнем слое ядра и могло происходить в некоторых зонах в мантии, особенно на первых этапах истории Земли, когда радиоактивных веществ было больше и они были распределены в недрах Земли более равномерно, а отвод тепла наружу был крайне медленным. В более легкоплавкой верхней мантии отвод тепла наружу мог осуществляться посредством зонной плавки, рассмотренной А. П. Виноградовым [17] и экспериментально осуществленной им на веществе метеоритов. Однако в очень тугоплавкой нижней мантии зонная плавка менее вероятна; в математической модели А. Н. Тихонова, Е. А. Любимовой и В. К- Власова [78] зонная плавка охватывает только верхнюю мантию. Но еще до развития зонной плавки эффективным механизмом гравитационной дифференциации веществ и отвода тепла наружу может быть конвекция.
При обсуждении возможности конвективных движений надо учесть, что вещество в мантии Земли ведет себя как твердое тело лишь по отношению к быстроменяющимся нагрузкам, а при долгодействующих нагрузках оно проявляет способность течь, как жидкость (поэтому, например, под действием центробежных сил, создаваемых вращением Земли, она приняла форму сжатого по своей оси эллипсоида вращения, почти точно совпадающего с равновесной фигурой вращающейся гравитирующей жидкости). В процессах конвекции долго действующими нагрузками служат архимедовы силы плавучести, действующие на объемы мантии, потерявшие часть ядерного вещества при его выплавлении на поверхности ядра и потому обладающие пониженной плотностью, а также на объемы, уплотнившиеся при выплавлении из них в верхних слоях Земли некоторой доли легкого вещества земной коры и при охлаждении из-за теплоотдачи
104
Глава 3. История Земли
наружу. Под действием архимедовых сил в мантии могут развиваться медленные конвективные движения (со скоростями, по-видимому, в пределах нескольких сантиметров в год).
Установившиеся (т. е. не меняющиеся со временем) конвективные движения в том или ином слое Земли органи-
Рис. 3.1. Схемы конвекции в мантии Земли.
а) одна ячейка, б) две закрытые ячейки. Заштрихованные области — континенты, Р — равновесные положения полюсов вращения.
зуются в ячейки. В центрах так называемых закрытых ячеек происходит подъем вещества, в верхнем слое оно движется от центра к краям, по краям опускается и в нижнем слое движется от краев к центру (возможны также открытые ячейки с противоположным направлением движения; в атмосфере они воз-, никают при большем перегреве подстилающей поверхности и более интенсивны, чем закрытые ячейки). Простейшим случаем будет одна конвективная ячейка, охватывающая всю мантию) с одним полюсом подъема и одним полюсом опускания вещества и с движением в верхней мантии от полюса подъема к полюсу опускания (рис. 3.1 а).
Следующим по сложности случаем будет пара конвективных ячеек, например, закрытых, с двумя противоположными полюсами подъема и с зоной опускания приблизительно по соответствующему этим полюсам экватору (рис. 3.1 б) или по линии, получающейся волнообразным изгибанием экватора с образованием на нем двух гребней и двух ложбин—-так выглядит шов на поверхности теннисного мяча, склеенного из двух лоскутов. По мнению О. Г. Сорохтина [75], эта схема подходит для современной Земли: полюсы подъема находятся в треугольнике Афар в Африке и у о. Пасхи в Тихом океане, а соответствующий экватор опускания содержит почти все геосинклинальные области тихоокеанской периферии.
Конвективные движения в мантии должны преодолевать силу вязкости; при этом часть энергии движений расходуется, превращаясь в теплоту. По предположению и ориентировочным расчетам О. Г. Сорохтина, при одноячеистой конвекции эта теплота
§ 3.2. Тектоника литосферных плит
105
выделяется преимущественно в астеносфере и превосходит теплоотдачу в литосферу, так что мантия разогревается. Перенос перегретого вещества конвективным течением в нижнюю мантию приводит к уменьшению ее вязкости и, более того, ее отношения к вязкости астеносферы. Это, по тем же расчетам, нарушает устойчивость одноячеистой конвекции, и она перестраивается в двухъячеистую. При двухъячеистой конвекции, наоборот, теплота выделяется преимущественно в нижней мантии и оказывается меньше теплоотдачи в литосферу, так что мантия охлаждается. Это повышает вязкость нижней мантии и увеличивает ее отношение к вязкости астеносферы, что приводит к обратной перестройке в одноячеистую конвекцию. Таким образом, возникает предположение о чередовании конвективных циклов, создающем определенную ритмичность в истории Земли.
Создаются ли конвективные циклы описанным механизмом или каким-то другим образом, естественно принять, что их длительности пропорциональны временам полного прохождения мантийного вещества через слой активной дифференциации у поверхности ядра. Тогда приращения массы ядра за конвективные циклы будут пропорциональны объемам мантии в начале циклов, причем коэффициент пропорциональности будет иметь смысл уменьшения плотности мантийного вещества при его прохождении через слой активной дифференциации у поверхности ядра. По фактическим данным о тектоно-магматических эпохах в истории Земли, которые будут обсуждаться в § 3.3, для коэффициента пропорциональности получается значение около 0,1 г/см3. Пользуясь этим коэффициентом и материалами изложенных выше расчетов В. П. Кеонджяна и А. С. Монина, можно найти значения xlt Хг, Хз, ... эволюционного параметра х (отношение массы ядра к полной массе ядерного вещества), отвечающие границам конвективных циклов. Таких границ получается 22, причем три из них относятся к будущей эволюции Земли.
§ 3.2. Тектоника литосферных плит
Рассматривая тектоническую карту мира (рис. 3.2), обратим специальное внимание на подвижные поясы — первичные дуги (поясы альпийского орогенеза), срединно-океанические хребты (которые возвышаются над дном океанических котловин на 3— 4 км, образуют непрерывную глобальную цепь длиною около 60 000 км и занимают около х/3 площади океанов) и глубоководные океанические желобы (шириной в десятки, а длиной — в сотни и тысячи километров, с глубинами более 6 км; наибольшая глубина 11 022 м найдена в Марианском желобе). Особое значение этих структур выявляется при рассмотрении
I/ ^2 j •••• 5 в А- 7 в '-s
«0-
Рис. 3.2. Главные тектонические структуры современной Земли.
Материки. 1 — докембрийские платформы, 2 — щиты, 3 — древние ядра платформ, 4 — первичные дуги (поясы альпийского орогенеза, зоны сжатия), 5 — офиолитовые зоны. Океаны. 6 — срединио-океанические хребты, 7 — рифтовые долины (зоны растяжения), 8 — поперечные разломы, 9 — глубоководные желобы.
Глава 3. История Земли
§ 3.2. Тектоника литосферных плит
107
карты рис. 3.3, на которую нанесены очаги около 29 500 умеренных и сильных землетрясений, зарегистрированных в 1961— 1967 гг.: почти все очаги сосредоточены в упомянутых подвижных поясах, а разделяемые ими литосферные плиты практически асейсмичны. Отметим, что в этих же подвижных поясах находится большинство действующих вулканов.
Выделяется, прежде всего, шесть главных литосферных плит — Евроазиатская, Африканская, Индо-Австралийская, Тихоокеанская, Американская и Антарктическая. В их пределах выделяют более мелкие плиты, которые показаны на рис. 3.4.
Границы между плитами имеют различный характер. Срединно-океанические хребты сложены первичными, так называемыми толеитовыми базальтами; такой же характер имеет и лава действующих здесь вулканов. На осях этих хребтов имеются рифтовые долины — провалы с крутыми стенками, на дне которых толщина земной коры и литосферы приближается к нулю, и на поверхность выходит вещество мантии (астеносферы). Геотермический поток тепла здесь максимален. Очаги землетрясений в срединно-океанических хребтах неглубоки, не глубже 40 км, а большинство очагов имеет глубины 5—10 км. Расшифровка механизма землетрясений показывает, что литосфера здесь испытывает растяжение в обе стороны от рифтовых долин; об этом же свидетельствуют обнаруженные на дне рифтовых долин трещины, параллельные их осям.
Почти все глубоководные желобы расположены на перифериях океанов, окаймляя с океанской стороны либо островные дуги (например, Курильскую и Алеутскую), либо непосредственно континенты (например, Перуано-Чилийский желоб). С континентальной стороны от желобов размещаются очаги всех глубокофокусных землетрясений (кроме Памиро-Гинду-Кушских), причем глубины очагов закономерно возрастают при удалении от желоба в сторону континента, доходя до значений около 700 км на приблизительно таких же расстояниях от желоба; проекции фокусов на плоскость, перпендикулярную желобу, вырисовывают в ней зону заглубляющейся океанической плиты (так называемую зону Заварицкого—Беньофа), уходящую вглубь сначала полого, затем, после излома под тяжестью верхней плиты, под углом около 45°, а с глубин в несколько сотен километров иногда еще круче.
Механизмы глубокофокусных землетрясений соответствуют заглублению океанических плит под континентальные. Скорости сейсмических волн в пределах фокальной зоны на 4—7% выше, а их затухание на порядок ниже, чем в окружающей мантии, т. е. фокальная зона действительно представляет собой плиту, более жесткую, чем окружающая мантия. Движение плит вглубь создает вдоль желобов, обычно с континентальной
108
Глава 3. История Земл^
0С1	081	0С1
Рис. 3.3. Очаги умеренных (а) и сильных (б) землетрясений, зарегистрированных в 1961—1967 гг.
§ 3.2. Тектоника литосферных плит
по
Глава 3. История Земли
стороны, зоны отрицательных гравитационных аномалий, а перед ними, в зоне сжатия (где в рельефе дна выражены передовые валы), и особенно за ними, над уплотняющейся заглубившейся частью океанических плит, имеются положительные гравитационные аномалии, меньшие по величине.
На континентальных склонах желобов, где толщины двух литосферных плит складываются, геотермический поток тепла
Рис. 3.4. Литосферные плиты.
Евроазиатская (1а — Китайская, 16 — Иранская, 1в — Турецкая, /г —Эллинская, 1д — Адриатическая), Африканская (2а — Аравийская), Индо-Австралийская (За — Фиджи, 36 — Соломонова), Тихоокеанская (4а — Наска, 4б — Кокос. 4в—Карибская, 4г — Горда, 4д — Филиппинская, 4е — Бисмарк), Американская (5а — Северо-Американская, 56 — Южно-Американская), Антарктическая.
имеет минимум. Далее идет зона вулканов, в лавах которых базальтов уже немного (на Курильских островах—19%), а преобладают лавы с промежуточными содержаниями кремнезема— андезито-базальты, андезиты и андезито-дациты (78%)—и с большим количеством кремнезема — риолито-да-циты и риолиты (3%). Здесь же образуются и свойственные континентальной земной коре интрузивные (плутонические) породы с промежуточными и большими содержаниями кремнезема— диориты, гранодиориты и граниты. Объяснить это отличие от срединно-океанического вулканизма можно тем, что магмы вулканов и плутонов в зонах Заварицкого—Беньофа выплавляются не из мантии, а из заглубляющихся плит океанической литосферы, попадающих в условия высоких температур и давлений.
Изложенные данные подсказывают мысль о том, что океаническая литосфера и кора образуются в рифтовых зонах средин-
§ 3.2. Тектоника литосферных плит	"	........ 111
но-океанических хребтов (рассматриваемых как зоны восходящих ветвей конвекционных течений в мантии Земли), раздвигаются в обе стороны под действием расходящихся горизонтальных ветвей подлитосферных конвекционных течений и, сталкиваясь с менее плотными континентальными литосферными плитами, заглубляются под них в зонах Заварицкого — Беньофа, в результате чего в этих зонах происходит наращивание новой континентальной коры.
Важные дополнительные данные в пользу этих идей дали измерения остаточной намагниченности горных пород различных возрастов. При этом было сделано поразительное открытие обращений полярности геомагнитного поля: оказалось, что половина пород с возрастами до 5 млн. лет намагничена по современному полю, а другая половина — по прямо противоположному направлению, причем направление намагниченности зависит от возраста породы, так что можно различать чередующиеся эпохи нормальной и обратной полярности геомагнитного поля с длительностями порядка сотен тысяч лет. Сейчас известно, что обращения полярности происходили практически во всех геологических периодах.
На дне океана были открыты полосы чередующихся положительных и отрицательных магнитных аномалий, параллельные осям срединно-океанических хребтов и симметричные относительно этих осей, причем их ширины оказались пропорциональными длительностям последовательных эпох полярности геомагнитного поля. Ф. Вайн и Д. Метьюз [294] высказали гипотезу, что эти полосы отражают намагничивание базальтового слоя океанической коры при ее формировании в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов во время соответствующих эпох полярности геомагнитного поля и последующее раздвижение океанической литосферы в обе стороны от срединно-океанических хребтов.
Тогда, поскольку возрасты ближайших к нам эпох полярности известны, по ширинам соответствующих полос аномалий можно оценить скорость раздвижения океанского дна. Она оказалась варьирующей от 2—2,5 см/год в северных частях Атлантики и Тихого океана до 10—12 см/год в восточной части Тихого океана. Зная эту скорость (и допуская, что она хотя бы приблизительно постоянна во времени), можно оценить возрасты более далеких от оси раздвижения полос аномалий (и тем самым более ранних эпох полярности — сейчас их календарь составлен этим методом на 162 млн. лет в прошлое) и, следовательно, построить карту возрастов океанского дна, увеличивающихся от осей срединно-океанических хребтов к перифериям океанов (рис. 3.5). При типичной полуширине океана 5000 км и скоростях раздвижения 2—5 см/год возрасты дна океана на его пери-
Рис. 3.5. Возрасты океанической коры, определенные по данным глубоководного бурения н полосам магнитных аномалий.
1 — рифтовая зона срединно-океаиических хребтов, 2 — изохроны, цифры на них — возрасты в десятках миллионов лет, 3 — изолинии абсолютного возраста в миллионах лет, 4 — граница мезозойской океанической коры, 5 — области с кайнозойскими возрастами. 6 — скважины ^vfioKoaonHorn fivneHHH. постигший бяяяльтов. 7 — скважины. ир постигший. Ляяялктои
§ 3.2. Тектоника литосферных плит
113
ферии получаются порядка 100—250 млн. лет, т. е. много меньше времени существования Мирового океана, который, таким образом, является древним образованием с молодым и все время обновляющимся дном.
Построенную изложенным способом карту возрастов океанского дна оказалось возможным проверять непосредственно,
20	40	60	80	100	120 млн. лет
возраст древнейших осадков
Рис. 3.6. Согласование возрастов палеомагнитных изохрои с возрастами базальтового фундамента океанической коры по давным глубоковод1 ного бурения дна океана.
пробуривая осадочный слой океанической коры до лежащих под ним базальтов и определяя микропалеонтологическим методом возраст самого нижнего слоя осадков. Такое бурение проводится в океане начиная с 1968 г. судном «Гломар Челленджер». Определения возрастов микропалеонтологическим методом и по магнитным аномалиям оказались очень неплохо согласующимися друг с другом (рис. 3.6).
Заметим теперь, что океаническая литосфера не всюду заглубляется под континенты: на континентальных окраинах атлантического типа (называемых пассивными) каких-либо относительных движений континентальной и прилегающей океанической коры не наблюдается, т. е. и та, и другая кора находится на одной и той же литосферной плите. Следовательно,
114	Глава 3. История Земли
Европа и Африка отодвигаются от Срединно-Атлантического  хребта на восток, а Северная и Южная Америка — на запад. : Таким образом, мы возвращаемся к идее о движении континен-: тов, развитой А. Вегенером еще в 1912—1915 гг., а позднее незаслуженно отвергнутой; теперь представляется, что континенты движутся вместе с несущими их литосферными плитами, увлекаемыми подлитосферными конвективными течениями.
Мгновенное состояние движения каждой жесткой плиты на сфере кинематически описывается как ее вращение относительно некоторого полюса. Такие полюсы можно найти, считая, что поперечные к срединно-океаническим хребтам трансформные разломы (см. рис. 3.2), суть дуги малых кругов с центрами в этих полюсах (это же можно сделать по линейным скоростям раздвижения океанского дна). Таким путем К- Лепишон [212] определил мгновенные состояния движения шести главных литосферных плит и убедился, что они образуют глобально согласованную картину — это служит еще одним подтверждением излагаемой идеи.
На схеме одноячейковой конвекции (см. рис. 3.1 а) показано, что длительное движение литосферных плит от полюса подъема к полюсу опускания должно привести к сгруживанию всех континентов вокруг полюса опускания и образованию там единого суперконтинента (который, следуя А. Вегенеру, можно назвать Пангеей), тогда как вокруг полюса подъема образуется единый суперокеан (Панталасса). В схеме двухъячейковой конвекции (см. рис. 3.1 б) континенты стремятся расположиться в зоне экватора опускания, тогда как вокруг полюсов подъема формируются океаны. Можно предположить, что при переходах между схемами а и б на рис. 3.1, соответствующих упомянутым выше конвективным циклам О. Г. Сорохтина, положение одного из полюсов подъема обладает преемственностью (на эту возможность указывает обнаруживаемая некоторыми геологами преемственность глобальных разломов — так называемых линеамен-тов). Тогда вокруг этого полюса всегда располагается океаническое полушарие (Тихий океан), в другом же полушарии то образуется, то распадается Пангея, задавая тем самым основной ритм геологических процессов.
О движении континентов можно судить и по палеомагнит-ным данным. Именно, можно считать, что направление намагниченности горной породы данного геологического возраста, осред-ненное по многим образцам из различных ее слоев, соответствует палеомагнитному полю, осредненному за время порядка десятков тысячелетий и потому симметричному относительно оси вращения Земли того времени. Стало быть, это направление указывает на палеогеографический полюс. Если еще допустить, что осредненное палеомагнитное поле дипольно, то по его
§ 3.2. Тектоника литосферных плит
115
наклонению к горизонтальной плоскости находится палеоширота места; тогда положение палеогеографического полюса соответствующего возраста определено полностью. Выполнив такие определения по породам различных геологических возрастов из одного и того же стабильного участка континентальной коры (не менявшего свою форму за рассматриваемые времена), мы получим траекторию полюса относительно этого участка коры.
Если бы взаимное расположение континентов не менялось со временем, то все траектории полюса относительно любых ста-
Рис; “3.7. Верхнепалеозойские отрезки траекторий движения Южного полюса относительно Африки и относительно Южной Америки.

а —при современном расположении этих континентов; б — при совмещении этих континентов по линиям их материковых склонов в течение всего верхнего палеозоя.
бильных участков континентальной коры совпадали бы друг с другом. Однако оказалось, что траектории полюса относительно разных континентов весьма различны, и это означает, что континенты испытывали существенные движения друг относительно друга. В качестве примера на рис. 3.7 приводятся траектории Южного полюса относительно Африки и Южной Америки за время от 400 до 200 млн. лет тому назад: африканская траектория лежит заметно восточнее южноамериканской, но они совмещаются, если указанные континенты соединить по линиям их берегов. Полное описание современных представлений об относительных движениях континентов и полюсов будет дано в § 3.4.
Различие между континентами и океанами — прежде всего то, что континенты выше — создает момент сил, стремящийся повернуть Землю относительно ее оси вращения так, чтобы Наибольшая доля континентальных масс попала в экваториальную зону (об этом см., например, книгу А. С. Монина [54]); соот
116
Глава 3. История Земли
ветствующее положение полюсов можно назвать равновесным. При движениях континентов равновесные положения полюсов будут смещаться, и реальные полюсы будут двигаться к своим равновесным положениям (с возможным отставанием, создаваемым эффективной вязкостью Земли в целом). Так, например, на рис. 3.1 а равновесное положение полюсов находится на экваторе конвективной ячейки, у краев Пангеи, создавая возможности оледенений на некоторых участках ее краев, а на рис. 3.1 б равновесные полюсы совпадают с полюсами конвективных ячеек и оказываются в океанах — такие эпохи должны быть теплыми.
§ 3.3. Основная геохронология
Геологами установлено, что в истории континентальной земной коры эпохи повышенной тектонической активности (например, геосинклинальные и орогенные стадии развития подвижных поясов типа зон сжатия) были одновременно эпохами усиленного магматизма. Данные о возрастах изверженных пород демонстрируют тенденцию к чередованию сравнительно коротких (в миллионы лет) тектоно-магматических эпох (ТМЭ) с длительными (до 150—500 млн. лет) эрами относительного покоя, что, возможно, отражает ритмичность циклов конвекции в мантии Земли, о которых говорилось в конце § 3.1. Чтобы перевести разделяющие эти циклы значения х1; х2, х3, ... эволюционного параметра х в шкалу времени t, можно, следуя О. Г. Со-рохтину, предположить, что отделение ядерного вещества от мантийного происходит только на поверхности ядра, т. е. является поверхностной реакцией, скорость которой (скорость роста массы ядра) пропорциональна поверхности ядра и концентрации ядерного вещества в мантии.
Считая, например, коэффициент пропорциональности постоянным (и определив его из условия, что в настоящее время х = 0,863 и ^ = 4,65 млрд, лет), нетрудно рассчитать кривую зависимости х от t. Она приведена на рис. 3.8; кружочками на ней отмечены границы конвективных циклов (тектоно-магматические эпохи). Кривая показывает, что сначала масса ядра росла медленно, но этот рост ускорялся и достиг наибольшей скорости около 1,4 млрд, лет тому назад. Будущим ТМЭ отвечают сроки 0,16; 0,56 и 1,24 млрд, лет, а через 1,5 млрд, лет ядро достигнет 99% своей максимально возможной массы.
О первом миллиарде лет существования Земли (так называемом катархее) у нас почти не имеется каких-либо прямых фактических данных. Отметим лишь, что в юго-западной Гренландии найдены катархейские осадочные породы — бурые же
§ 3.3. Основная геохронология
117
лезняки, возраст которых оценен по свинцовому методу в 3,76±0,07 млрд, лет (это, по-видимому, возраст метаморфизации пород, так что время их образования может быть еще древнее); найденные рядом изверженные породы — гранитоид-ные гнейсы — имеют возраст 3,7±0,14 млрд, лет (по рубидийстронциевому методу). Надо думать, что в катархее имел место активный вулканизм с излияниями базальтовых лав, приведший к образованию первичных атмосферы, океана (к концу ка-
Рис. 3.8. Масса ядра х и скорость ее роста х.
За единицу принята полная масса «ядерного» вещества в Земле в различные моменты времени.
тархея имевшего глубины и объем, по самой грубой оценке, впятеро меньше современных) и земной коры (вероятно, похожей на современную океаническую кору).
За рубеж между катархеем и следующим эоном — археем можно принять первую ТМЭ (называемую Белозерской и имеющую возраст около 3,5 млрд. лет). Во время ТМЭ-1, а также в середине архея во время ТМЭ-2 (называемой Кольской, Трансваальской, Саамской, с возрастом около 3 млрд, лет), по-видимому, уже образовывались зоны Заварицкого—Беньофа, над которыми развивались процессы гранитизации осадочных пород, приведшие к формированию первичных, сравнительно небольших гранитоидных участков, содержащих плагиограниты (продукты гранитизации амфиболитов, диабазов и спилитов) и гранитные мигматиты (гибридные породы, образующиеся из сланцеватых пород с проникавшей в них кислой магмой). В завершившую архей ТМЭ-3 (Кеноранскую, Беломорскую, Лаврен-тийскую, Родезийскую, Шамваянскую, 2,7 млрд, лет) эти процессы привели уже к образованию ядер всех будущих конти
118
Глава 3. История Земли
нентов с поперечниками во многие сотни километров (это докембрийские платформы на рис. 3.2).
В течение следующей эры — нижнего протерозоя во время ТМЭ-4 (Альгомской, 2,4 млрд, лет), ТМЭ-5 (Раннекарельской, 2,2 млрд, лет) и ТМЭ-6 (Балтийской, Эбурнейской, Пенокий-ской, 1,9 млрд, лет) гранито-гнейсовые ядра платформ нарастали. В нижнем протерозое появились осадочные толщи, близкие по составу к гранитам — кварциты, кварц-биотитовые и амфибол-биотитовые сланцы, гранат-пироксеновые и гранат-кордиеритовые гнейсы, а также первые настоящие андезитовые лавы (они найдены в Карелии); появились также продукты гранитизации изверженных пород основного состава — чарно-киты; в это же время уровень океана, по-видимому, поднялся выше срединно-океанических хребтов, повсюду стала осуществляться серпентинизация третьего слоя океанической коры, и выделяющиеся при этом карбонаты положили начало широкому образованию карбонатных осадков (возможно, в связи с этим тогда же впервые образовывались щелочные интрузии нефелино-сиенитового и граносиенитового состава и близкие к ним по типу граниты рапакиви). Во время Балтийской ТМЭ образовались огромные плутоны гранитоидов с площадями до тысяч кв. км (например, полосчатые гранитоиды Украины со следами огнейсованных сланцев).
В следующей эре — среднем протерозое — имела место ТМЭ-7 (1,8 млрд, лет), и завершением этой эры была ТМЭ-8 (Карельская, Гудзонская, Свекофенская, Буларенидская, Лакс-фордская, 1,7 млрд. лет). Таким образом, в течение нижнего и среднего протерозоя происходило образование первичного гранитно-гнейсового слоя континентальной земной коры и формирование древних платформ, которые ныне существуют в виде десяти блоков — Европейской (Русской), Восточно-Сибирской, Китайско-Корейской, Таримской, Индостанской, Африкано-Аравийской, Северо-Американской, Южно-Американской, Австралийской и Восточно-Антарктической платформ (на рис. 3.2 показаны щиты, испытывавшие в течение своей истории преимущественно поднятия и поэтому обладающие относительно более тонкой корой и почти или даже вовсе не прикрытые чехлом осадочных пород).
Если Кеноранская и Балтийская ТМЭ отличались наиболее интенсивным магматизмом за время после катархея и имели глобальный характер, то в последующих эрах рифея уже началось постепенное угасание магматизма, и стала расти его неоднородность в пространстве, связанная с усиливающейся неоднородностью континентальной земной коры.
В нижнем рифее после ТМЭ-9 (1,5 млрд, лет), по-видимому, образовался единый суперконтинент (по Г. Штилле, Мегагея),
§ 3.3. Основная геохронология
119
отличавшийся высоким стоянием (осушение континентов, так называемая геократическая эра) и окруженный единым океаном (который имел тогда глубины и объем, грубо говоря, около 2/з от современного Мирового океана). Во время завершившей нижний рифей ТМЭ-10 (Готской, Медвежьеозерской, Мазатцаль-ской, Кибарской, Эльсонской, 1,4 млрд, лет; по рис. 3.8 — время наибольшей скорости эволюции недр Земли) на большинстве континентов развились повторные метаморфизм и гранитизация дорифейских пород (лишь в Кибарской геосинклинали в Центральной Африке и еще кое-где имел место свежий геосинкли-нальный магматизм). По-видимому, раскол Мегагеи во время Готской ТМЭ привел к образованию новых подвижных поясов («великое обновление» структурного плана земной коры—отсюда и название «неогей» для всего последующего периода), которые сейчас находятся в Западно- и Восточно-Тихоокеанской, Атлантической, Уральской и Аравийско-Мозамбикской меридиональных и в Арктической, Средиземноморской и Южноокеанской широтных зонах (а в ячейках между ними распределены теперь древние платформы).
Средний рифей в целом был эрой некоторого оседания платформ и наступления моря (талассократической эрой). После ТМЭ-11 (1,2 млрд, лет) его завершила ТМЭ-12 (Гренвильская, Сатпурская, 1,1 млрд, лет), в которую, как и в Готскую ТМЭ, гранитизация охватывала преимущественно древние, ранее уже гранитизированные породы. В верхнем рифее продолжалось оседание Китайской и севера и востока Русской платформы, а на Северо-Американской, Сибирской и Австралийской платформах возникли тенденции к воздыманию. После ТМЭ-13 (0,93 млрд, лет) и ТМЭ-14 (Делийской, Дальсландской, 0,86 млрд, лет) верхний рифей завершила ТМЭ-15 (Катангин-ская, Раннебайкальская, Ассинтская, Кадомская, Железногорская, 0,68 млрд, лет), которая на разных платформах была не вполне одновременной: на севере Китайской, юго-западе Северо-Американской и на Индостанской платформах катангин-ский магматизм отсутствовал.
Следующая эра — венд оставалась еще эрой низкого стояния всех платформ (кроме Северо-Американской). Его завершила ТМЭ-16 (Позднебайкальская, 0,57—0,52 млрд, лет), после которой Южно-Американская, Африкано-Аравийская, Индостан-ская, Австралийская и Антарктическая платформы образовали единый южный суперконтинент Гондвану, отличавшийся в то время высоким стоянием, тогда как Европейская и Северо-Американская платформы еще были перекрыты трансгрессиями моря.
Последний эон (0,57 млрд, лет — настоящее время) называют фанерозоем, что означает «эра явной жизни» (отметим,
120
Глава 3. История Земли
однако, что явные следы жизни обнаруживаются и во всем протерозое, и даже в архее); его делят на палеозой (эра древней жизни, 0,57—0,23 млрд, лет), мезозой (эра средней жизни, 230—67 млн. лет) и кайнозой (эра новой жизни, 67 млн. лет — наше время). Нижний палеозой завершила ТМЭ-17 (Каледонская, главные фазы между 0,46 и 0,41 млрд, лет), в результате которой Евразия и Северная Америка с Гренландией, испытав подъем, соединились в единый северный суперконтинент Лавра-зию, отделенный от Гондваны океаном Палео-Тетис. Верхний палеозой завершила ТМЭ-18 (Герцинская, Варисцийская, главные фазы между 0,33 и 0,^3 млрд, лет), в начале которой (в ее Судетскую фазу) к Лавразии подсоединились внегондванские азиатские платформы (по-видимому, кроме Китайско-Корейской), а затем Северо-Западная Африка вошла в контакт с Се-
Таблица 3.1 ОСНОВНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ СХЕМА
Эои	Эра	тмэ	Возраст границ, млрд, лет
Кайнозой Kz 19	0,067 + 0,003 Лянрплчой	Мезозой Mz Фанер030И	18	0,24+0,01 Палеозой Pz 16	0,57 Венд V 15	0,675+0,025 Поздний, или верхний R3 Рифей R	12	0,95+0,05 (поздний, или Средний R, верхний Pt3)	Ю	1,35+0,05 Ранний, или нижний R, „	8	1,70+0,05 Протерозой Pt Средний Pt2	. 6	1,9+0,1* Афебий	Ранний, или ниж-	( ний Pt,	: 3	2,6+0,1 , а2 Архей А	2	3,0±0,1 А, 1	3,5+0,15 1			
Катархей КА
4,65
§ 3.4. Геологические периоды фанерозоя
121
верной Америкой, закрыв на этом участке Палео-Тетис, и объединенные Гондвана и Лавразия образовали Пангею.
Пангея просуществовала, по-видимому, более 90 млн. лет и только-только начала распадаться в конце первой трети мезозоя, когда начали образовываться Саргассово море, отделившее Африку от Южной Америки, и новый Тетис, отделивший Евразию от Гондваны. Вскоре, по-видимому, началось и отделение Евразии от Северной Америки (распад Лавразии), а во второй половине мезозоя начался распад Гондваны на Южно-Американский, Африканский, Индостанский и Австрало-Антарктический континенты. Конец мезозоя завершила первая (Ларамий-ская) фаза ТМЭ-19 (Альпийской), продолжающейся в течение всего кайнозоя.
Изложенная тектоническая периодизация истории Земли просуммирована в табл. 3.1.
§ 3.4. Геологические периоды фанерозоя
Наиболее подробно геологами изучены горные породы фанерозоя, т. е. последних 570 млн. лет истории Земли. В осадочных породах этих возрастов обнаруживаются многочисленные окаменелые останки живых организмов, и по наиболее типичным их представителям (так называемым руководящим ископаемым) можно отождествлять породы, относящиеся к тем или иным интервалам геологического времени. При помощи этого принципа, в основном в героические времена классической геологии — 30-е годы XIX столетия, фанерозой был расчленен на 12 «геологических периодов». Это, последовательно, 3 периода нижнего палеозоя — кембрий, ордовик и силур, 3 периода верхнего палеозоя — девон, карбон и пермь, 3 периода мезозоя — триас, юра и мел, и 3 периода кайнозоя — палеоген, неоген и четвертичный период (кембрий и девон названы по районам в Англии; ордовик и силур — по племенам древней Британии; пермь — по губернии в России; юра — по швейцарско-французским горам; карбон — по слоям каменного угля; триас — по своей трехслойной структуре в континентальных отложениях Западной Европы, включающей пестрый песчаник, раковинный известняк и верхний красный песчаник; мел — по слоям белого мела; четвертичный период назван так в продолжение терминологии Ардуино (1759 г.), назвавшего слои, теперь относимые к нижнему палеозою, первичными, к верхнему палеозою и мезозою — вторичными, а к большей части кайнозоя — третичными. Возрасты границ геологических периодов фанерозоя и их длительности (в скобках после наименований периодов) приведены в табл. 3.2; в ней указаны также эпохи, на которые делят палеоген и неоген.	у : '
122
Глава 3. История ЗемЛ{
Таблица 3.2.	ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПЕРИОДЫ ФАНЕРОЗОЯ			
Эра	Период		Возраст, млн. лет
	Четвертичный (1,5—2)		1,5+0,5
Кайнозой Kz (67)	Неоген N(23)	Плиоцен (7) Миоцен (16)	9 + 3 25+2
	Палеоген Pg (42)	Олигоцен (12) Эоцен (21)	, Палеоцен (9)	37 + 2 58 + 4 67+3
Мезозой Mz (163)	КГ"	Мел Сг (70) Юра I (58) Триас Т (35)	137+5 195+5 230+10
Поздний илн верхний (175) Палеозой 	 Pz (340) Ранний, или нижний (165)		Пермь Р (55) Карбон С (65)	_ Девон D (55)	ч Силур S (35) Ордовик О (60) Кембрий Ст (70)	285+10 350+10 405+10 440+10 500 ±15 570± 15
С точки зрения развития жизни палеозой был эрой господства морских беспозвоночных, рыб и земноводных, мезозой — пресмыкающихся и кайнозой — млекопитающих. Мы не будем, однако, входить здесь ни в какие детали этой общей схемы развития жизни, так как сейчас нам важнее не биологическая, а тектоническая история фанерозоя. Изложим последнюю, следуя в основном так называемому канону (т. е. списку фаз складчатости ТМЭ фанерозоя) Г. Штилле (1924 г.).
Основными фазами Каледонской ТМЭ были Таконская (верхний ордовик) и Позднекаледонская (конец силура); иногда к этой ТМЭ относят и Салаирскую фазу (середина
§3 4. Геологические периоды фанерозоя	123
—---------------------------------------------------- "
кембрия), а также Оркадскую или Свальбардскую фазу (середина девона). Эти фазы складчатости проявились, во-первых, в зоне столкновения Европейской и Северо-Американской литосферных плит, приведшего к образованию Лавразии: на западной периферии Европейской платформы в так называемой Грампианской геосинклинали (названной так по Грампианским горам в Шотландии) —в Ирландии, Уэльсе, Шотландии, Скандинавии, Шпицбергене — и на восточной периферии Северо-Американской платформы — в Аппалачах, Ньюфаундленде и в Гренландии. Во-вторых, Каледонская складчатость охватила Центральноазиатский складчатый пояс в Центральном Казахстане, Саянах, Алтае и Монголии, а также в Восточном Китае. В-третьих, эта ТМЭ проявилась в Восточной Австралии, Тасмании и Антарктиде. В геосинклиналях этой эпохи преобладал морской режим, в окраинных морях происходило очень интенсивное осадконакопление, над зонами Заварицкого—Беньофа имел место активный вулканизм и плутонизм (в частности, образовывались обширные гранитные батолиты); в Аппалачах, Скандинавии и Центрально-Азиатском поясе сформировались зоны с так называемыми офиолитовыми ассоциациями горных пород (морские осадки — базальты — гипербазиты), рассматриваемыми ныне как реликты древней океанической коры.
Ранняя фаза Герцинской ТМЭ — Бретонская (в Америке Акадская) — проявилась в конце девона — начале карбона в Андах, Аппалачах, Канадской Арктике, Западной Европе и в Куньлуне. Затем последовали главная, Судетская фаза в конце раннего — начале среднего карбона, Астурийская фаза верхнего карбона, Заальская фаза средней перми и Пфальцская фаза конца перми. Эти фазы охватили геосинклинали между Русской, Сибирской, Китайской и Таримской платформами (Тибет — Гиндукуш — Каракорум — Тянь-Шань — Алтай — Куньлунь, Урало-Сибирская геосинклиналь, Урал, хребет Бырранга на Таймыре), Предкавказье, Кавказ, Донбасс, Западную Европу (Германию, Францию, Испанию), Анды, Аппалачи, часть североамериканских Кордильер, северо-западную периферию Африки, восточную Австралию. В эти времена интенсивное горообразование происходило преимущественно в приплатформен-ных зонах геосинклиналей, с надвигами на платформы.
Фазы Альпийской ТМЭ — Ларамийская (конец мела — начало палеоцена), Пиренейская (конец эоцена—начало олигоцена), Савская (конец олигоцена — начало миоцена), Штирий-ская (середина миоцена), Аттическая (конец миоцена), Родан-ская (середина плиоцена) и Валахская (четвертичный период, продолжается и сейчас) — охватили геосинклиналь Тетис от Гибралтара до Малайского архйпелага, Западно-Тихоокеанскую зону от Новой Зеландии и Юго-Восточной Австралии до Кам
124
Глава 3. История Земли
чатки и Чукотки и Восточно-Тихоокеанскую зону — Кордильеры и Анды.
Данные о свойствах осадочных пород, позволяющие различать их континентальное или морское происхождение, показывают, что в течение фанерозоя многие территории современных континентов неоднократно то заливались морем, то осушались, причем зачастую одновременно с осушением одних участков континентов другие покрывались морем. Но эти процессы, как правило, не уравновешивались, и суммарная площадь покрытых морями территорий современных континентов то увеличивалась, то уменьшалась. Иными словами, происходили планетарные трансгрессии и регрессии моря. Краткое описание их последовательности будет следующим: конец венда был теократической эпохой; в Ст, О и S прошли три волны трансгрессий (первые две — только на континентах северного полушария, особенно на Сибирской и Китайской платформах), закончившиеся теократической эпохой в начале D; в Г)2+з и дважды в С прошли еще три волны трансгрессий (особенно на Русской платформе), после чего наступила длительная теократическая эпоха, охватившая почти всю пермь и триас; в юре, а затем особенно интенсивно в верхнем меле и, наконец, в Pg опять прокатились волны трансгрессий, и с неогена установилась новая теократическая эпоха с современным распределением суши и моря.
Последовательность трансгрессий и регрессий фанерозоя показана на рис. 3.9, построенном венгерским геофизиком Л. Эдье-дом [145] по данным палеогеографических карт Н. М. Страхова, соответствующих максимальным трансгрессиям (черные кружочки), и карт X. Термье и Г. Термье [286], соответствующих умеренным уровням трансгрессий (белые кружочки); график дает суммарные площади покрытых морями территорий современных континентов в различные периоды времени. Он показьц вает, что площадь суши, испытывая резкие колебания во вра мени, в течение фанерозоя в общем возрастала.
Однако общий объем воды в Мировом океане убывав не мог; наоборот, вследствие продолжающегося вулканизма и дегазации лав (хотя и менее интенсивных, чем в наиболее активные времена протерозоя) количество воды в гидросфере должно было продолжать увеличиваться. Следовательно, либо росла высота континентов, либо углублялись котловины океанов, либо же происходило и то, и другое. Однако средний уровень поверхности континентов (ныне 840 м) регулируется законом Архимеда (континенты могут рассматриваться как глыбы легкого сиаля, плавающие, как айсберги, на более плотном веществе мантии), и для заметного повышения этого уровня нужно существенное увеличение объема континентов, вряд ли имевшее место в течение фанерозоя. Поэтому остается рассмотреть фа-
§ 3.4. Геологические периоды фанерозоя
125
нерозойскую историю ; океанов. Для построения палеогеографических карт можно, во-первых, использовать упоминавшиеся выше полюсы и скорости вращения главных литосферных плит и, обращая их вращение назад, восстанавливать положения плит и «впаянных» в них континентов настолько далеко в прошлое, пока не возникнет расхождений с расположением полос магнитных
Рис. 3.9. Изменения суммарной площади покрытых морями территорий современных континентов [145].
6	5	4	3	2	/• 10s лет
Абсолютное время
аномалий соответствующих возрастов на океанском дне. По построенной палеогеографической карте можно пытаться находить полюсы и скорости вращения плит предшествовавшего периода и т. д. При этом по мере удаления в прошлое «запас» известных ныне полос магнитных аномалий соответствующих возрастов будет уменьшаться, и для возрастов свыше 160 млн. лет полос магнитных аномалий уже не останется. Во-вторых, можно использовать палеошироты стабильных континентальных блоков и направления палеомеридианов на них в разные геологические периоды; правда, палеодолготы континентальных блоков по палеомагнитным данным не восстанавливаются. В-третьих, следует использовать геологические данные о распределении пород разных возрастов и в особенности в древних зонах Заварицкого — Беньофа или эвгеосинклиналях, оставивших до наших дней офиолитовые зоны на континентах.
С использованием всех указанных методов Л. П. Зонен-штейн и А. М. Городницкий [30] построили глобальную фане-розойскую палеогеографическую реконструкцию. Самый последний вариант, полученный с помощью ЭВМ, приводится на рис. 3.10а—З.Юз.
126
Глава 3. История Земли
На рис. 3.10а (нижний кембрий, эпоха Позднебайкальской, или Кадомской, складчатости, 570—550 млн. лет назад) изображена, прежде всего, единая Гондвана в реконструкции П. Н. Кропоткина [45], пс которой Индия совмещается с Аравией и Австралией, а промежуток между Африкой, Индией и Австралией заполняется микроконтинентом Сейшельских островов; с северным краем Индии совмещается Малайский блок Индокитая; Южный полюс находится в нынешней Северо-Западной Африке. Показаны также Восточно-Европейский, Сибирский, Китайский и Северо-Американский континенты и ряд микроконтинентов (Среднеевропейский, Центральноказахстанский, Таримский и Ийдосинийский), разделяемые двумя основными океанами континентального полушария — Палео-Атлантическим и Палео-Азиатским с рядом срединно-океанических хребтов и зон Заварицкого—Беньофа.
На рис. 3.106 (верхний ордовик — нижний силур, эпоха Та-конской складчатости, 450—430 млн. лет) Сибирский и Китайский континенты уже объединены; Палео-Азиатский океан перекрывается островными дугами; образуются новые океаны — Палео-Тетис (с отделенными от него Южно-Монгольским и Джунгарским бассейнами) и Уральский; Южный полюс по-прежнему находится в северо-западной Африке. На карте нижнего и среднего девона (рис. З.Юв) (заключительная, Оркад- . ская фаза Каледонской ТМЭ, 390—360 млн. лет) Северо-Американский и Восточно-Европейский блоки объединены в единый континент, который просуществует вплоть до мезозоя; южная Палео-Атлантика через Среднеевропейский архипелаг соединяется с Палео-Тетисом; Уральский, Западно-Сибирский и Южно-Монгольский океаны расширяются; Южный полюс переме^ щается на границу между Аргентиной и Южной Африкой.
На рис. 3.10г (нижний карбон, главная фаза Герцинской) ТМЭ, 345—325 млн. лет) Евроамериканский континент и азиатские континенты и микроконтиненты начинают сгруживаться воедино, образуя Прото-Лавразию (вероятно, в результате активизации раздвижения дна в Тихом океане); одновременно раскрываются верхнепалеозойский Палео-Тетис и, возможно, вновь Палео-Атлантика между Северной Америкой и Африкой. Затем она опять сужается на карте верхнего карбона и нижней перми (рис. 3.10д) (заключительные фазы Герцинской ТМЭ, 290—270 млн. лет), так что Лавразия и Гондвана уже почти полностью объединяются в единую Пангею (в которую не входил лишь небольшой Китайский континент, располагавшийся между двумя ветвями Палео-Тетиса); Южный полюс теперь находится в Антарктиде. На карте триаса (рис. З.Юе) (225—-180 млн. лет) показана уже полностью сформировавшаяся Пангея.

Рнс. 3.10а. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Нижний кембрий (570—550 млн. лет).
1 — контуры континентов и мнкроконтииентов, 2 — континент в пределах современной суши, 3 — островные дуги. 4 — активные континентальные окраины, 5 — зоны столкновения континентов, складчатости, метаморфизма, 6 — срединно-океанические хребты с трансформными разломами (стрелки показывают раздвижение дна), 7 -- палеома!нитные вектори широта.
.. ___... Буквами обозначены континенты и микрокоитиненты: BE — Восточно-Европейский; Кз — Казахстанский, И-К — Индокитай-
ский, Ир — Иранский, Ин — Индийский. Ит — Итальянский, СА — Северо-Америкаиский, ЮА — Южио-Америкаиский, Сб — Сибирский, К — Китайский, Тур — Туранский, СЕ — Среднеевропейский.

Рис. 3.106. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Верхний ордовик — нижний силур (450—430 млн. лет).
:	Усл. обозначения см. рис. 3.10а.
сл
Заказ Хе 1742
Рис. З.Юв. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Нижний и средний девон (390—360 млн. лет).
Усл. обозначения см. рис. 3.10а.	----- .
- С'И)
Рис. 3.10г. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Нижний карбон (345—325 млн. лет).
Усл. обозначения см. рис. 3.10а.
Рис. З.Юд. Глобальная фанерозойская палеогеографическая .реконструкция. Верхний карбон — нижняя пермь (290—270 млн. лет).
Усл. обозначения см. рис. 3.10а.
Рис. З.Юе. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Триас (225—180 млн. лет).
.	Усл. обозначения см. рис. 3.10а.
Рис. З.Юж. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Средняя и верхняя юра (160—135 млн. лет).
Усл. обозначения см. рис. 3.10а.	j
Рис. З.Юз. Глобальная фанерозойская палеогеографическая реконструкция. Средний мел (НО—85 млн. лет). Усл. обозначения см. рис. 3.10а.
§ 3.4. Геологические периоды фанерозоя
135
Две мезозойские карты (рис. З.Юж и 3. Юз) демонстрируют, можно сказать, уже в традиционной форме распад Пангеи. На карте средней и верхней юры (рис. З.Юж) (160—135 млн. лет) Северная Америка уже отделена от Африки и Южной Америки широким Карибско-Саргассовым морем, а Гренландия отделена от Скандинавии Северо-Атлантическим заливом будущей Арктики; мезозойский Тетис отделяет Евразию от Гондваны; распад последней уже начался — Южная Америка, Африка с Индостаном и Антарктико-Австралийский блок отделены друг от друга широкими проливами, из которых начали образовываться Южная Атлантика и Индийский океан. Карта среднего мела (рис. З.Юз) (110—85 млн. лет) отличается от предыдущей расширением Атлантики (особенно Северной) и Индийского океана, отделением Индостана и Мадагаскара от Африки и началом закрытия Западного Тетиса, превращающегося в Средиземное море.
Мезокайнозойскую историю движения континентов можно изложить, следуя в основном У. Питмену и М. Тальвани [258], с рядом деталей. В верхнем триасе, 200 млн. лет тому назад, Гондвана и Лавразия были еще объединены. Начало образования рифтов, отделивших затем Северную Америку от Африки и Евразии и создавших Северную Атлантику, относится к Тоар-скому веку нижней юры, около 180 млн. лет назад. К Кимме-риджскому веку верхней юры (около 148 млн. лет) образовалась сравнительно узкая и неглубокая Северная Атлантика с циклоническим круговоротом воды, включавшим течение на запад в океане Тетис и его продолжение — Прото-Гольфстрим, обходящий Северную Атлантику и затем северную, эпиконтинентальную часть Тетиса. Южной Атлантики еще не существовало; Мексиканский залив, по-видимому, был квазизамкнутым бассейном с сильным испарением.
В верхней юре (150—130 млн. лет) Северная Атлантика раскрылась уже до экватора, одна из ветвей Прото-Гольфстрима обходила Ньюфаундленд, другая уходила через Норвежское море в Арктику, третья — в северные бассейны Тетиса; западное течение из Тетиса проникало через мексикано-карибские эпиконтинентальные моря в Тихий океан, ветвь этого течения уходила в углубляющийся Мексиканский залив. Вращение Антарктики и ее отделение от Африки положили начало южной части Индийского океана с течением Агульяс вдоль юго-восточной окраины Африки. В нижнем мелу (130—105 млн. лет) перечисленные процессы углублялись, и в результате вращения Африки против часовой стрелки вокруг полюса около Копенгагена начала раскрываться Южная Атлантика, образуя узкий длинный залив с перемежающимися условиями испарения. За период 135—110 млн. лет Испания повернулась относительно Европы
136
Глава 3. История Земли
приблизительно на 35° против часовой стрелки путем рифтового раскрытия Бискайского залива до его сегодняшней ширины.
В верхнем мелу (105—65 млн. лет) полностью раскрылась Южная Атлантика (в Туронском веке, около 90 млн. лет), и начался обмен водами и фауной между Северной и Южной Атлантикой; основным элементом циркуляции в Южной Атлантике,
по-видимому, было циркумполярное западное течение ветрового происхождения. Гибралтарский пролив был чрезвычайно широким,.как, по-видимому, и пролив между Северной и Южной Америкой. Около 80 млн. лет назад Гренландия начала отде-
ляться от Северной Америки и за 10 млн. лет произошло раскрытие Лабрадорскогр моря’ Северная Атлантика к северу от Азорско-Гибралтарского хребта, наоборот, была еще практи-
чески закрытой. Около 65 млн. лет назад произошло отделение Новой Зеландии от Антарктики.
В палеоцене и эоцене (65—35 млн. лет назад) осуществилось раскрытие северо-восточной Атлантики. Около 60 млн. лет
назад активное раздвижение океанского дна переместилось из Лабрадорского моря в районы Норвежско-Гренландского моря и хребта Рейкьянес, что привело к отделению Гренландии от Скандинавии. Через 10 млн. лет от Гренландии отделился и Шпицберген, сформировались моря Ирмингера, Лабрадор, Норвежское и Гренландское, и холодные арктические воды впервые проникли в Северную Атлантику, существенно изменив в ней циркуляцию глубинных вод и приведя к формированию бореальной зоогеографической провинции; около 47 млн. лет назад Гренландия сместилась на север в ее современное положение, став частью Северо-Американской плиты. За это же время придонные антарктические воды проникли в Экваториальную и Северную Атлантику. Около 45 млн. лет назад Австралия отделилась от Антарктики, и окончательно сформировалось Антарктическое циркумполярное течение. За время около 50—45 млн. лет назад в осадках дна Атлантики образовался кремниевый слой, хорошо отражающий сейсмические волны («горизонт А»); он прослеживается и вдоль продолжения Атлантического пассатного течения в экваториальной зоне Тихого океана. Одним из возможных его объяснений является повышение продукции кремниевых планктонных организмов из-за развития восходящих движений в областях конвергенции возникавших в то время глубинных течений. В конце эоцена (38 млн. лет) произошло столкновение Индостана с Азией, породившее Гималаи.
В олигоцене и миоцене (35—10 млн. лет) произошло закрытие океана Тетис. В Бурдигальском веке раннего миоцена (около 18 млн. лет назад”) Аравия соединилась с Азией, разделив Тетис на западную часть — Средиземное море, еще сохранявшее связь с Атлантикой, и восточную часть — Индийский
§ 3.4. Геологические периоды фанерозоя	137
океан. Правый поперечный сдвиг Евразии относительно Африки плюс сжатие в области между ними создали типичные для Средиземноморья и Ближнего Востока тектонические структуры — так называемый Тетис-твист. Около 15 млн. лет Северная Африка и Европа соединились в районе Гибралтара, но с образованием Гибралтарского пролива. Круговорот Гольфстрима обособился от морей Тетиса, его северная ветвь сместилась в более высокие широты, усилив циркуляцию (и приток арктических вод) в Северной Атлантике. В Центральной и Юго-Восточной Европе сохранялось окраинное Сарматское море (Лак Мер), простиравшееся от Вены до Урала и Аральского моря и сохранявшее перемежающиеся связи с Тетисом.
В верхнем миоцене (7—5 млн. лет назад) перемежающееся закрытие Гибралтарского пролива приводило к многократному высыханию Средиземного моря, превращавшегося в огромную яму 2—3-километровой глубины с мелкими пересыхавшими соляными озерами на дне. В этих условиях в осадках дна Средиземного моря образовался 2-километровый слой эвапоритов (в глубоководных участках — каменных солей, а в окаймляющих их менее глубоких участках — все менее и менее растворимых гипсов, ангидритов и доломитов), над и под которыми, а также в прослойках между ними обнаруживаются обычные глубоководные океанские осадки; на крутых склонах образовывавшейся глубокой ямы спадавшие в нее реки прорывали глубокие каньоны (таковые найдены под дельтами Роны, Нила и во многих других местах практически по всему окружению Средиземного моря). Окончательное открытие Гибралтарского пролива, принимаемое в этом районе за границу между миоценом и плиоценом, происходило постепенно: в средиземноморских осадках над доломитом имеется 15-сантиметровый слой серой морской глины и переслоенных осадков, снесенных с суши, а затем 10-метровый слой раннеплиоценовых морских илов с остатками микроскопических глубоководных холодолюбивых животных; появление последних означает, что открывшийся Гибралтарский пролив какое-то время был очень глубоким, и холодные глубинные воды Атлантики проникали в Средиземное море, а потом этот пролив обмельчал, и придонные воды Средиземного моря прогрелись до современных 13° С.
Осушение Средиземного моря приводило, по-видимому, к более сухому и теплому климату в Европе: в верхнем миоцене венские леса заменялись степями. Наоборот, после окончательного заполнения Средиземного моря в начале плиоцена климат в Европе опять стал влажным и прохладным и начал постепенно ухудшаться вплоть до развития ледниковых периодов плейстоцена. Около 5 млн. лет назад раскрылось Красное море; в период 4—3,5 млн. лет образовался Панамский
138	Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
перешеек, и прекратился отток вод Карибского моря в Тихий океан (что, возможно, усилило Гольфстрим). Еще в верхнем плиоцене, около 3 млн. лет назад, началось оледенение в северном полушарии, и, по-видимому, сформировалось Лабрадорское течение, Гольфстрим сместился в зону южнее 45° с. ш., а в северных районах сформировалась полярная биогеографическая провинция.
4
Глава 4.	Эволюция атмосферы
и гидросферы
§ 4.1.	Первичные атмосфера и гидросфера
После завершения своего формирования Земля представляла собой не расплавленное, как считалось ранее, а твердое, относительно холодное тело. Важные аргументы в пользу такого заключения связаны с внешними оболочками нашей планеты — атмосферой и гидросферой, происхождение и эволюцию которых мы рассмотрим в настоящей главе.
Один из аргументов заключается в следующем. Если Земля в прошлом была полностью расплавленной — в момент ли своего образования или какое-то время спустя, то в древних породах земной коры должны сохраниться следы химического равновесия между очень мощной атмосферой, состоящей из всей имеющейся на Земле массы воды и других летучих веществ, и подстилающим расплавом. Таких следов не обнаруживается. Так, по данным А. П. Виноградова [17], в случае мощной горячей первичной атмосферы в архее должно было бы отложиться примерно 1023 г карбонатных осадков. На самом же деле такого количества карбонатов в отложениях архея нет. Наоборот, в архейских породах обнаружено лишь очень небольшое количество карбонатов, зато их немало встречается в более молодых породах.
Другим аргументом является тот факт, что Земля исключительно бедна так называемыми благородными газами — гелием, неоном, криптоном, ксеноном и легким изотопом аргона Аг36.1 На Земле отмечается чрезвычайно большой дефицит этих газов по сравнению с их содержанием в атмосферах Солнца и звезд.
1 Радиогенный изотоп Аг40 имеет своим источником радиоактивный калий К40. Количество Аг40 в современной атмосфере хорошо согласуется с возрастом Земли.
§4.1. Первичные атмосфера и гидросфера
139
Так, отношение массы инертных газов к массе кремния в Земле в 106—1014 раз меньше, чем в космосе; некоторые другие элементы также имеются в незначительном количестве (для водорода различие составляет 106>6, для азота—105,9, для углерода— 104 раз). Но ведь Земля обладает массой, которая в состоянии удержать при температуре экзосферы (оцениваемой в 2000 К) любой из инертных газов, кроме гелия. Допустим, что Земля потеряла эти газы, когда была расплавленной и имела более высокую температуру экзосферы. Но тогда почему в современной атмосфере в изобилии находятся такие легкие и летучие газы, как кислород и углекислый газ? Будь Земля расплавленной, эти газы находились бы в свободном состоянии и, конечно, так же как и инертные газы, были бы потеряны Землей. Значит, упомянутый дефицит инертных газов и некоторых других элементов образовался еще в период формирования планеты, и Земля никогда не находилась в полностью расплавленном состоянии, а газы, которые сейчас составляют основную массу атмосферы, находились в Земле в связанном состоянии — в виде окислов, гидроокислов, солей.
В настоящее время подавляющее большинство ученых считает, что Земля при своем возникновении была холодной, никогда полностью не была расплавленной и не обладала мощной атмосферой. Благодаря работам таких выдающихся ученых, как А. П. Виноградов и Г. Юри, в настоящее время имеется четкая и логичная схема образования первичной атмосферы и океана на холодной Земле. Автором наиболее законченной схемы является академик А. П. Виноградов. Поэтому ниже излагаются главным образом его представления.
Согласно этим представлениям, атмосфера и гидросфера образовались вследствие дегазации лав, выплавившихся из верхней мантии Земли и создавших земную кору. При плавлении первоначально однородного вещества верхней мантии происходила его дифференциация на тугоплавкую и легкоплавкую фракции. Последняя представляет собой в основном базальты с растворенными в них водой и летучими газами. Оценки интенсивности современного вулканизма приводят к выводу о том, что земная кора, гидросфера и атмосфера вполне могли образоваться в результате вулканической деятельности. По оценкам Е. К. Мархинина [52], который проанализировал данные за 163 года, вулканы островных дуг Земли ежегодно выбрасывают из недр примерно 3 • 1015 г вещества, что дает за всю историю Земли (4,5 млрд, лет) примерно 1,4- 1025 г продуктов извержений. Чтобы учесть вулканизм вне островных дуг (т. е., главным образом, в срединно-океанических хребтах), последнюю цифру надо увеличить в 2—3 раза, и тогда она превзойдет массу земной коры, которая в настоящее время составляет, по данным
140
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского [68], 2,85- 1025 г.1 Поэтому вулканизм вполне мог обеспечить вещество для всей земной коры.
Согласно экспериментальным данным, в расплавленном базальте при температуре 1000° С и давлении в 5—10 тыс. атм. (на глубине 17—35 км) может раствориться 7—8% воды. По данным вулканологов, при излиянии лав из них дегазируется примерно столько же процентов воды. Вся гидросфера имеет массу 1,6- 1024 г, что составляет 5,5—6,5% от массы современной земной коры. Если же учесть, что немалая масса океанической коры вернулась обратна в мантию Земли в зонах Завариц-кого—Беньофа, то длй образования гидросферы будет достаточной дегазация из базальтов даже 3% воды.
В продуктах извержения современных вулканов содержится, кроме водяного пара, еще около 1% других газов (по массе). Если вся земная кора образовалась за счет вулканизма, то за все время существования Земли это дало бы около 2,5 • 1023 г газов. Это примерно в 50 раз больше массы современной атмосферы. Таким образом, массы вулканических газов с избытком хватает для образования современной атмосферы Земли. Их избыток, по-видимому, поглотился веществом земной коры или растворился в водах океана.
Что касается химического состава вулканических газов, то его прямые определения сопряжены со значительными трудностями. Они заключаются в том, что, попадая в современную кислородную атмосферу, вулканические газы сразу же теряют, так сказать, свое истинное «лицо». Поэтому вулканологи стараются брать пробы газов как можно ближе к магматическим очагам. По современным определениям, вулканические газы содержат, прежде всего, значительное количество водяного пара. Например, в газах из базальтовых лав вулканов Мауна-Лоа и Килауэа (Гавайские острова) при температуре 1200°С содержится примерно 70—80% водяного пара (по объему). В фума-рольных газах Курильских островов, которые имеют температуру около 100°С, обнаружено 79,7% НгО (по весу). Следующей по значению составляющей вулканических газов является углекислый газ; в газах гавайских вулканов его содержится 6—15% (по объему), в курильских фумарольных газах— 19,6% (по весу). В вулканических газах содержится сернистый газ SO2 и азот. Встречаются также хлор (в газах Килауэа около 7%), метан СН4 (иногда до 3%), аммиак NH3 и другие компоненты (в газах Килауэа содержится 4,3-10~4 SO2, 4,0* 10-4 S,
’ Данная оценка, полученная путем детальных расчетов, в 1,6 раза меньше величины, приводившейся на с. 101. Это расхождение характеризует состояние знаний о глубине залегания границы Мохоровичича и о плотности земной коры.
§4.1. Первичные атмосфера и гидросфера
141
2,5• 10"4 Вг, 2•10~5 F, 1,2- 10~5 Se, 4,5- КН I, 3,2- 1(Н В). Интересными по составу оказались пары сольфатароподобных фонтанов Лардерелло, распространенных по площади 200 км2 в Тоскане (Италия). Вода в этих парах составляет более 95% по весу, сухой газ содержит 97% СО2 и 2% H2S. Обнаруживаются аммиак (0,7%), метан (0,3%) и водород Н2 (0,1%)- В этих парах совсем не содержится кислорода.
Измерения показали, что при температурах 800—1000° С из лав отгоняются, кроме водяного пара, в основном «кислые дымы» HCI и HF, при температуре 500° С — сера и ее соединения H2S, SO2 и другие, а при более низких температурах — борная кислота и соли аммония.
Весьма показательны анализы содержимого газовых включений в древнейших горных породах. В катархейских кварцитах Курумканской свиты Алданского щита (мощность которой более 1000м) обнаружено около 60% углекислого газа, 35% сероводорода, сернистого газа, аммиака и кислых дымов НС1 и HF. В небольших количествах в них содержатся азот и инертные газы. В то же время свободного кислорода не обнаружено вовсе.
Таким образом, можно считать, что на поверхность Земли при дегазации лав поступали пары воды, соединения углерода СО2, СО и СН4, аммиак, сера и ее соединения H2S и SO2, галоидные кислоты HCI, HF, HBr, HI, борная кислота, водород, аргон и некоторые другие газы.
Сначала первичная атмосфера была чрезвычайно тонкой, и поэтому ее температура у поверхности Земли была близкой к температуре лучистого равновесия. Эта температура получается в результате приравнивания потока поглощаемого поверхностью солнечного тепла потоку уходящего излучения поверхности Земли, которое пропорционально четвертой степени температуры этой поверхности. При современном альбедо поверхности Земли 0,28 эта температура равна в среднем —15° С, но если принять, что поверхность Земли в катархее напоминала по своим отражательным свойствам лунную поверхность (альбедо 0,07), то средняя температура поверхности (при современном уровне интенсивности солнечного излучения и излучательной способности базальта 0,93) оказывается равной +5° С. Кроме того, имевшийся в первичной атмосфере аммиак мог создавать в ней некоторый тепличный эффект, повышавший ее температуру [265]. Таким образом, большая часть водяного пара вулканических газов должна была конденсироваться, превращаясь в воду и образуя гидросферу.
Кислые дымы HCI, HF, НВг, аммиак NH3, сера S и ее соединения, значительная часть углекислого газа СО2 растворялись в капельках конденсировавшейся воды и выпадали в виде
142
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
дождя кислот на поверхности Земли. Эти кислые потоки стекали в пониженные участки первичной поверхности Земли, одновременно реагируя с подстилающими породами и извлекая из них эквивалентное количество щелочей и щелочных земель. Таким образом, вода океана оказывалась с самого его образования соленой, а не пресной.
В результате вымывания водой легкорастворимых и активных газов в первичной атмосфере оставались лишь небольшие количества плохо растворимых СН4, СО, N2, СО2, очень мало сероводорода, аммиака, кислых дымов и инертных газов, основную же долю этой первичной атмосферы составлял, по-видимому, водяной пар. Температурные условия, вероятно, не испытывали больших изменений, оставаясь в среднем в пределах существования жидкой воды. Это определило одну из специфических особенностей Земли, делающую ее уникальной планетой Солнечной системы, — постоянное наличие на ней гидросферы. В свою очередь, это наложило существенный отпечаток на дальнейшую эволюцию Земли в целом и ее атмосферы, в частности.
В настоящее время обнаружены фактические свидетельства существования на Земле гидросферы во все геологические времена до архея и даже катархея включительно. Английскими геологами С. Мурбатом, Р. К. О’Найоном и Р. Дж. Панкхер-стом в юго-западной Гренландии недавно обнаружены наиболее древние (около 3,8 млрд, лет) осадочные породы (см. с. 116—117).
§ 4.2.	Рост масс гидросферы и атмосферы
Поскольку гидросфера образовалась за счет выделения воды из мантии Земли, то, если известно изменение со временем концентрации воды в мантии, можно легко определить количество выделившейся воды, которое в каждый данный период геологической истории может пойти на образование гидросферы. Для этого необходимо лишь умножить изменение -кон? центрации воды на массу мантии, равную 4,05 • 1027 г. Таким образом, нужна модель, описывающая изменения концентраций воды в мантии со временем. Правдоподобную модель такого рода разработал О. Г. Сорохтин [75], считая, что скорости относительных изменений мантийных концентраций легкоподвиЖ-ных компонент пропорциональны скорости роста земного ядра, и определив коэффициенты пропорциональности (так называет мые показатели подвижности) по известным сейчас концентрациям этих веществ в мантии и в коре. На рис. 4.1, заимствованном из цитируемой работы О. Г. Сорохтина, показаны изме-
§ 4.2. Рост масс гидросферы и атмосферы
143
нения мантийных концентраций воды и щелочей. Исходя из
этой зависимости, можно подсчитать изменение массы выделившейся из мантии воды. Рисунок 4.2, взятый из той же работы, показывает это изменение за всю предшествующую историю Земли, а также для будущих 3 млрд. лет. Из рисунка видно, что наиболее интенсивное выделение воды происходило в про-
терозое (1—2,5 млрд, лет назад), когда тектоно-магматическая активность Земли достигала максимума.
Рис. 4.1. Изменения со временем мантийских концентраций (с) щелочей н воды [75].
1 - Na2O, 2 — Н2О, 3 — К2О.
Однако необходимо иметь в виду, что не вся вода, выделившаяся из мантии, образует гидросферу. Часть этой воды связывается в породах земной коры и, прежде всего, в ее океанической части. Происходит так называемая серпентинизация основных и ультраосновных пород земной коры, которая может осуществляться путем реакций типа
4 (Mg, Fe)2SiO4 + 4H2O + 2CO2 = (Mg, Fe)e Si4O10 (OH)8 +
Оливин	Серпентин
+ 2(Mg, Fe)CO3
Магнезит, сидерит
ИЛИ
6MgSiO3 + 8H2O = MgeSi4O10 (OH)8 + 2Si (OH)4.
Энстатит	Серпентин
Процессы метаморфизма базальтов и габбро в океанической коре также обогащают океаническую кору водой. Например,
2CaAl2Si2O8 + 4Н2О + 2СО2 = Al4Si4O10 (ОН)8 + 2СаСО3.
Анортит	Каолин	Кальцит
Отметим, что вместе с водой во многих реакциях такого типа поглощается также углекислый газ, так что эти процессы являются мощным средством удаления из гидросферы СО2.
По имеющимся оценкам, в настоящее время в гидросфере, в третьем слое океанической коры, и, наконец, в сумме в первом и втором слоях океанической коры и в континентальной коре содержится соответственно 1,46 -1024,0,49 • 1024 и 0,35 -1024 г воды. Изменения со временем количества воды в гидросфере,
144
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
океанической и континентальной коре показаны кривыми 2, 3, 4 на рис. 4.2.
По-видимому, в далекие времена катархея и архея уже существовали срединно-океанические хребты, причем первоначально уровень примитивного океана еще не достигал их вершин и океаническая кора не могла поглощать больших количеств воды, а вода, поглощенная в верхнем слое океанической коры, почти целиком возвращалась в океан при заглублении океанических плит под участки будущих материков. Поэтому первоначально масса гидросферы увеличивалась относительно
Рис. 4.2. Изменения со временем массы воды т в гидросфере и земной коре [75].
1 — суммарная масса воды, дегазированной из маптин, 2 — масса воды в гидросфере, 3—масса связанной воды в океанической коре, 4 — масса связанной воды в континентальной коре.
быстро, что можно видеть на рис. 4.2. Количество воды, связываемой в океанической коре, резко увеличилось, когда уровень океана поднялся выше срединно-океанических хребтов. Это произошло, по О. Г. Сорохтину, примерно 2,6 млрд, лет назад. С этого времени примерно до 2 млрд, лет назад (т. е. в нижнем протерозое) объем океана почти не увеличивался. Лишь после того как процессы серпентинизации вещества мантии в рифтовых зонах достигли равновесия и вся океаническая кора приобрела современный характер, объем океана вновь начал быстро увеличиваться. Рост объема океана продолжается и в настоящее время и будет продолжаться, постепенно замедляясь, еще около 2 млрд. лет.
Академик А. П. Виноградов считал, что «океан и материки были заложены на планете одновременно и асимметрично вследствие первоначальной неоднородности земного шара». Можно предположить, что первоначально, когда вода заполняла понижения, подобные современным океаническим котловинам, уровень океана рос относительно медленно, тогда как его площадь росла, наоборот, весьма быстро. Увеличение площади океана существенно замедлилось, когда первичный океан достиг подножий срединно-океанических хребтов, и почти прекратилось в период интенсификации процессов поглощения воды
§ 4.2. Рост масс гидросферы и атмосферы
145
в океанической коре. В дальнейшем, когда вновь стала расти масса океана, площадь водного зеркала увеличивалась уже не столь быстро, как раньше. Дело в том, что к этому времени стал уже интенсивным рост материков и континентальной коры, нарастающих в основном за счет процессов в зонах Завариц-кого—Беньофа.
Соотношение между площадями океанов и материков определяет степень континентальности климата. Чем больше относительная площадь Мирового океана, тем более мягким («морским») должен быть климат на Земле в целом, т. е. тем меньше должен быть размах широтных изменений температуры воздуха, ее суточных, синоптических и годовых колебаний. Карта амплитуд годичных колебаний температуры воздуха, показанная на рис. 1.8, является яркой иллюстрацией разницы между морским и континентальным климатом. Амплитуды столь малы на океанах и столь велики на континентах (за исключением тропических лесов), что по изолиниям этих амплитуд в умеренных и высоких широтах можно восстановить положение континентов без указания на карте их береговой линии.
На степень континентальности климата всего земного шара, конечно, влияют и другие факторы, например, компактность расположения материков или, наоборот, их разбросанность по поверхности земного шара. Но главным можно считать суммарное соотношение между площадями поверхности материков и океанов. Таким образом, в катархее и архее, т. е. в первые 2 млрд, лет существования Земли, континентальность климата быстро уменьшалась. В нижнем протерозое континентальность менялась мало вследствие замедленного роста площади Мирового океана. В среднем и нижнем протерозое, когда параллельно с ростом массы гидросферы нарастала и континентальная кора, и могли происходить колебания площади океана, могла колебаться и континентальность. В фанерозое в среднем происходила регрессия моря, и океаны росли только в глубину (см. рис. 3.9). Поэтому континентальность в общем увеличивалась, но не монотонно, а со значительными колебаниями. Максимумы континентальности приходились на теократические эпохи Dr, Р—Т и N, а минимумы — на талассократические эпохи О и Сг.
Гораздо труднее установить, как накапливалась масса атмосферы. Выше мы видели, что с вулканическими извержениями на поверхность Земли было выброшено больше газов, чем их находится в атмосфере в настоящее время. Если считать, что они выделялись из мантии со скоростью, пропорциональной скорости выделения воды, то можно использовать кривую роста массы выделившейся воды, полученную О. Г. Сорохти-ным, подобрав соответствующий масштаб оси ординат. Весьма
146
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
трудно оценить темп, с которым из атмосферы удалялись избыточные массы газов. Хорошо растворимые газы сразу же вымывались из атмосферы. Среди относительно слабо растворимых основную долю составлял углекислый газ. Возможно, что немалая часть углекислого газа, выделявшегося из мантии, попадала непосредственно в океан, минуя атмосферу, и поглощалась в процессах гидратации океанической коры. Эта часть при прочих равных условиях зависит от площади океанической поверхности. Тот углекислый газ, который попадает непосредственно в атмосферу, также зависит от этой площади, причем большая часть его растворяется в вод^х океана. Значит, больше всего СО2 поступало в атмосферу в начальный период истории Земли, J а когда площадь океанов стала равной примерно 40% площади [ поверхности Земли и их уровень достиг срединно-океанических ) хребтов, поступление углекислого газа в атмосферу заметно ( сократилось. Надо учесть также еще один мощный процесс—? биологическое связывание углерода.
Увеличение массы атмосферы должно было иметь важно® значение для эволюции климата Земли. Масса атмосферы оп| ределяет ее механическую и тепловую инерцию, благодаря ко-1 торым существенно сглаживаются как движения, так и температурные контрасты внутри нее (чем больше масса, тем больше ее возможности как теплоносителя, способного переносить тепло из нагретых областей к охлажденным и тем самым частично выравнивать горизонтальные разности температур).
Для характеристики тепловой инерции атмосферы приведем такие цифры. Современная атмосфера, если бы она поглощала все получаемое солнечное тепло, в течение суток нагрелась бы в среднем на 1,7° С. Если бы ее масса была, скажем, в 100 раз меньше, т. е. давление составляло бы примерно Юмбар, то она нагрелась бы в течение суток на 170°.
Согласно теории подобия Г. С. Голицына [24] для циркуляции планетных атмосфер, при не очень малой массе атмосферы (скажем, не менее ’/iooo от современной) средние скорости ветра в нижней части атмосферы, а также типичные горизонтальные разности температур (в том числе и разность температур между экватором и полюсами) обратно пропорциональны квадратному корню из массы. Поэтому на ранних стадиях форми-рования атмосферы, например, когда ее масса была в 100 раз меньше современной (в этом смысле она была похожей на современную атмосферу Марса), скорости ветра в ней и разности температур между экватором и полюсами должны были быть вдесятеро больше современных, т. е. ветры были очень сильными; а на полюсах было чрезвычайно холодно. Конечно, в атмосфере прошлого, как и в современной атмосфере, должны существовать гораздо более сложные зависимости со многими обрат-
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы	147
ними связями, и нельзя понимать сделанные выше оценки буквально: вряд ли даже в отсутствие атмосферы могла существовать разность температур между экватором и полюсами, равная 500° (вдесятеро больше современной). Но тенденция к усилению ветров и увеличению разности температур при уменьшении массы атмосферы несомненна.
§ 4.3.	Геохимическая эволюция атмосферы
История атмосферы — это в значительной мере история ее основных составных частей (азота и кислорода) и важных для климата термодинамически активных примесей (углекислого газа и водяного пара).
Главной составной частью атмосферного воздуха сейчас является азот (78% по объему). Азот — химически малоактивный газ, но он входит необходимой частью в состав живой материи. Хотя в процентном отношении на него приходится незначительная доля, примерно 0,6% от массы биосферы (масса азота, входящего в состав растений и животных, оценивается в 1,25х Х1016 г), азот в виде сложных белковых соединений входит в состав живых клеток.
Во многих случаях в выделяющихся из мантии вулканических газах совсем не отмечается азота. Вместо него в заметных количествах присутствует аммиак. Это позволяет предположить, что наблюдаемый в вулканических газах свободный азот в основном является продуктом окисления аммиака атмосферным кислородом и что азот попадал в первичную атмосферу именно в виде аммиака.
Аммиак очень хорошо растворяется в воде: при нормальных условиях в 1 объеме воды растворяется около 700 объемов аммиака. Поэтому почти весь выделявшийся с вулканическими Газами аммиак растворялся в конденсирующихся капельках воды и вымывался из атмосферы, где его оставалось весьма мало. Некоторое количество остававшегося аммиака распадалось под действием ультрафиолетового излучения Солнца, свободно проходившего сквозь тонкую первичную атмосферу. Какими бы ни были промежуточные звенья на пути эволюции от азотсодержащих газов вулканических извержений до свободного азота, нарастание массы азота атмосферы происходило, вероятно, в темпе, задаваемом основной эволюционной кривой (см. рис. 3.8). Надо иметь в виду, что важные изменения в характере этой эволюции произошли вследствие возникновения жизни. Эти изменения заключались главным образом в окислении аммиака, а также в изъятии некоторой части азота при синтезе живого вещества и захоронении органических останков.
148
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
Наиболее интересна и сложна история атмосферного кислорода. Считается установленным, что первичная атмосфера Земли была практически бескислородной. Этому имеется целый ряд независимых доказательств. Первое из них — состав вулканических газов. Даже в современных вулканических выделениях, как упоминалось, очень мало кислорода, причем в пробах вулканических газов его тем меньше, чем тщательнее и чище методика отбора проб. В выделениях некоторых вулканов кислород полностью отсутствует.
Кислород — это жизнь, но, будучи исключительно энергичным окислителем, он в то же время — яд для самых низкоорганизованных анаэробных микроорганизмов. Современные представления о возникновении жизни, надежно подкрепленные экспериментами, служат одним из важных аргументов в пользу бескислородной первичной атмосферы.
Возникновение жизни из неорганической материи связано с постепенным усложнением ее организации. Из простых неорганических молекул возникают органические сначала микро-, а затем и макромолекулы, появляются коацерваты, формируются мембраны, возникает метаболизм и т. д. Если бы кислород находился в атмосфере и в океане в больших количествах, то он, безусловно, препятствовал бы такому развитию еще на стадии формирования органических микромолекул.
Лабораторные опыты показывают, что из неорганических молекул можно получить органические соединения только в отсутствие кислорода. Так, широкое внимание привлек опыт С. Миллера [236], который воздействовал электрическими разрядами на смесь водяного пара, метана, аммиака и водорода, близкую по составу к газам некоторых вулканов, и получил сложные органические вещества, в том числе аланин, глицин и другие аминокислоты.
В 1950-х годах В. Грот и Г. Вейсенгоф воздействовали на подобную же смесь ультрафиолетовым излучением и с помощью хроматографии обнаружили среди продуктов реакции следы глицина и аланина, доказав возможность синтеза аминокислот благодаря ультрафиолетовому излучению. Такой синтез может происходить и за счет высоких температур. Об этом свидетельствует, например, большое количество синильной кислоты в горячих газах вулкана Алаид и наличие ее производных и различных аминокислот в гидротермальных растворах Камчатки и Курильских островов.
Важнейшие свидетельства о восстановительном характере первичных атмосферы и океана дает геология. Одним из наиболее важных является высокое значение отношения FeO/Fe2O3 закисного железа к окисному в древних изверженных (и впоследствии метаморфизованных), а также осадочных породах,
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы
149
особенно в глинах. Так, по данным К. Ранкамы, в докембрийских гранитах Финляндии и в осадочных породах, образовавшихся в результате их выветривания, это отношение составляет от 3 до 20. Это относится и к встречающимся в катархее и архее железным рудам: основной рудной составляющей в них является магнетит FeO-Fe2O3.
В качестве примера можно привести катархейские силикатно-магнетитовые руды приазовского типа и архейские полосчатые магнетит-сидерит-кремнистые руды альгомского типа, часто содержащие в виде примеси легко окисляющееся в воздухе современной атмосферы сернистое железо — пирит FeS2 и пирротин FeSx. Среди карбонатов в это время преобладали сидериты FeCO3. В архее нередко встречаются осадочные железомарганцевые руды, также свидетельствующие о недостатке в то время кислорода: в восстановительной среде марганец и железо одинаково хорошо подвижны, тогда как при наличии кислорода железо теряет свою подвижность. Упомянем, что в современных океанических глубоководных красных глинах отношение FeO/Fe2O3 составляет ’/г-
Аналогичные свидетельства дает наличие в древних породах и других легко окисляемых, но не окисленных веществ — графита в мощных слоях катархейских гнейсов и мраморов, лазурита (содержащего Na2S) в катархейских карбонатных породах, свежих и хорошо окатанных зерен пирита FeS2 и уранинита UO2 в нижнепротерозойских золото-ураноносных месторождениях Коли-Калтимо в Финляндии, Блайнд-Ривер в Канаде, Доминион-Риф и Витватерсранд в Южной Африке, Серра-де-Жакобина в Бразилии и в других местах.
Укажем еще, что в водах первичного океана, по-видимому, отсутствовал ион окисленной серы сульфат SO4, что также служит свидетельством об отсутствии в атмосфере и океане тех времен свободного кислорода. Действительно, первые сульфатные осадки — гипсы CaSO4-2H2O и ангидриты CaSO4 — обнаруживаются, по-видимому, лишь в гренвильских породах Канады с возрастом около 1 млрд. лет. Кроме того, происходящее при окислении серы уменьшение изотопного отношения S32/S34 (в сере метеоритов равно 22,22, а в сульфатах современной морской воды 21,76) впервые обнаруживается в сере древних осадков лишь в среднем протерозое.
Относительно малые объемы древних осадочных пород по сравнению с более поздними могут считаться свидетельствами преобладания физического, а не химического выветривания и, следовательно, недостатка кислорода.
В первичной атмосфере, конечно, мог образовываться свободный кислород. Поскольку жесткое солнечное излучение свободно достигало поверхности Земли, небольшое количество
150
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
молекул водяного пара могло диссоциировать в результате бомбардировки фотонами с высокой энергией:
Н2О—+2Н2 + О.
Однако большой концентрации кислорода в первичной атмосфере таким путем образоваться не могло. Будучи легче водяного пара, кислород проникал в более высокие слои и, поглощая сам жесткое излучение Солнца, образовывал экран, защищающий водяной пар от дальнейшего разложения. По расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла [108, 109], при равновесии между фотодиссоциацией водяного пара и поглощением жесткого излучения кислородом количество последнего не могло превышать Viooo его современного значения. На самом же деле это количество было много меньше, поскольку равновесие никогда не достигалось: образующийся кислород сразу же затрачивался на окисление атмосферных газов СН4, СО, NH3 и H2S. С другой стороны, раз равновесие не достигалось и количество кислорода было незначительным (а озонового экрана не было совсем), тонкая первичная атмосфера пропускала значительную долю жесткого излучения Солнца.
Переход к окислительным условиям в атмосфере и в океане происходил, по-видимому, в нижнем протерозое. Одним из наиболее важных геологических свидетельств этого было изменение поведения железа в морской воде: окисление закиси железа FeO до окиси Fe2O3 привело к тому, что резко понизилась подвижность железа, и началось массовое выпадение из водной взвеси гидратов окиси железа Fe(OH)3 и FeO (ОН) в комплексе с SiO2-nH2O и органикой в осадки, преобразовавшиеся впоследствии в многочисленные железистые кварциты нижнего протерозоя— джеспилиты Криворожского бассейна и Курской Магнитной Аномалии, оз. Верхнего в Северной Америке и ряда крупных месторождений в Индии. При образовании джеспилитов железо могло заимствоваться, например, из сидеритов FeCO3, окислявшихся по схеме	1
л 2FeCO3 + 3H2O + O->2Fe(OH)3 + 2CO2,	у:
причем в воду поступал углекислый газ, который мог участвовать в реакциях гидратации оливинов и каолинизации анортитов с образованием карбонатов; кремнезем, содержащийся в джеспилитах, мог получаться в результате гидратации пироксенов. Типичное для нижнего протерозоя чередование слоев железистых кварцитов со сланцами слюдяно-амфиболового состава, вероятно, свидетельствует о перемежаемости в то время окислительных и восстановительных условий.	'
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы
151
Среди ученых нет единого мнения о причинах такой перемежаемости. Так, М. Руттен [264] считает, что образование полосчатых железистокремниевых отложений должно было происходить в сравнительно глубоких изолированных озерах субтропиков и теплых районов умеренной зоны. Летом в глубинах таких озер господствуют восстановительные условия, и железо не может осаждаться, при перемешивании зимой эти глубины хорошо аэрируются, в окислительных условиях растворимость железа уменьшается (иногда в 105 раз), и оно выпадает в осадок. Другое объяснение предложил П. Клауд, связав образование этих отложений с микроорганизмами — первыми фотоавтотрофами, которым уже был присущ окислительный метаболизм, но для которых кислород был просто токсическим отходом. К полосчатости отложений могла приводить повторяющаяся несогласованность между поступлением кислорода в воду и потребностью в окислении.
В этот же период в нижнем протерозое отмечаются мощные пласты гематита ЕегОз и сидерита в карбонатных и терригенно-карбонатных отложениях Саткинской и Бакальской групп на Южном Урале, а также в некоторых районах Карелии, Канады и США.
По данным Р. Е. Фолинсби, проанализировавшего условия образования докембрийских осадочных и россыпных рудных месторождений, заметные количества свободного кислорода появились около 2,2 млрд, лет тому назад. О переходе в этот период к окислительным условиям свидетельствует и упоминавшееся выше появление первых сульфатных осадков, а также уменьшение относительного содержания легкого изотопа серы с атомным весом 32.
Над упоминавшимися ранее золото-ураноносными конгломератами начала нижнего протерозоя — этими свидетелями бескислородной атмосферы — располагаются карбонатные отложения, доломиты и биогенные известняки с возрастами около 2,4— 2,5 млрд. лет. Еще выше впервые в разрезе древних отложений появляются красноцветы — породы, образовавшиеся из древних почв, содержавших окисное железо. Эти красноцветы могли образоваться только при появлении в атмосфере устойчивого количества свободного кислорода. Выше первого доломитового горизонта с биогенными известняками середины нижнего протерозоя золото-ураноносные конгломераты уже не встречаются, поскольку обломочные сульфиды и уранинит при появлении в атмосфере свободного кислорода окисляются, и условия для одновременного накопления в россыпях урана и золота исчезают. Примером может служить также урановая минерализация в гуронских породах Канады, где золото-ураноносные конгломераты с окатанными зернами пирита и уранинита находятся
152
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
в сероцветных толщах серии Эллиот-Лейк, а выше, в красноцветных кварцитах серии Кобальт, вместо пирита присутствует гематит, а урановая минерализация исчезает.
Наиболее древние достоверные остатки жизнедеятельности организмов (микроорганизмов Eobacterium isolatum) найдены в кремнистых сланцах серии Фиг Три системы Свазиленд в Трансваале с возрастами 3,1—3,4 млрд. лет. Одними из первых организмов были микроскопические одноклеточные водоросли, которые могли осуществлять фотосинтез органических веществ из углекислоты и воды с выделением свободного кислорода. Свидетельством этогц служат так называемые строматолиты и онколиты, являющиеся продуктами жизнедеятельности водорослей, которые найдены в известняках с возрастом 2,7—2,9 млрд, лет системы Булавайо в Родезии.
Первые количества кислорода, получавшиеся в результате органического фотосинтеза уже с начала архея, затрачивались на окисление атмосферных газов, а также горных пород. Так, аммиак окислялся до молекулярного азота N2 (часть аммиака потребляли организмы), который, по-видимому, и явился основным источником азота современной атмосферы. Метан и окись углерода окислялись до СО2, причем большая часть углекислоты переходила в океан, превращая его из хлоридного в хлоридно-карбонатный. Сера и сероводород окислялись до SO2 и даже SO, в океане начал появляться сульфат-ион SO4, и морская вода становилась хлоридно-карбонатно-сульфатной.
О том, что в среднем протерозое и особенно в рифее продукция свободного кислорода простейшими водорослями нарастала, свидетельствует тот факт, что в породах этих эр все чаще и чаще встречаются остатки жизнедеятельности водорослей — биогенные известняки. По расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла, содержание свободного кислорода в атмосфере достигло точки Юри (Viooo от современной концентрации кислорода) около 1,2 млрд, лет назад, в среднем рифее. В результате обобщения палеонтологических, геологических и геохимических данных в такому же выводу пришел и П. Клауд. С этого же времени в ряде областей на поверхности континентов начали образовываться мощные кислые коры выветривания, окрашенные в бурые и красные цвета гидроокислами железа. В газовых включениях среднерифейских кремнистых отложений Восточной Сибири отношения азота к кислороду уже близки к их значениям в современных атмосфере и гидросфере [35.]
Повышение концентрации свободного кислорода сделало возможным следующий крупный шаг в биологической эволюции— появление потребляющих кислород организмов, животных. Наиболее древние следы животных найдены в породах среднего протерозоя (трубочки червей Udokania problematica
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы
153
в слоях удоканской серии Забайкалья). Становление многоклеточных морских животных около 1 млрд, лет тому назад, разнообразная (не менее 20 родов) так называемая эдиакарская бес-скелетная фауна венда (Эдиакара — местечко в Австралии) — все это связано с увеличением содержания кислорода.
Согласно расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла, в венде была достигнута так называемая точка Пастера, т. е. содержание кислорода повысилось до Vioo от современного. Точка Пастера является весьма важным уровнем содержания кислорода для биологической эволюции. Когда достигается точка Пастера, некоторые микроорганизмы переходят к окислению при дыхании, освобождая для жизнедеятельности энергию в 30—50 раз большую, чем при ферментативном (анаэробном) брожении. Л. Беркнер и Л. Маршалл считают, что это совпало с увеличением эффективности озонного экрана. Опасное для жизни ультрафиолетовое излучение уже не проникало в воду глубже примерно 1 м, что открыло для эволюции жизни просторы океана. Эти два события привели в начале фанерозоя к настоящему биологическому взрыву—массовому распространению практически всех типов животных (кроме хордовых).
Вскоре растения, являющиеся первоосновой всей жизни, стали проникать на сушу, вначале в самых примитивных формах и очень медленно. По мнению Л. Беркнера и Л. Маршалла, на грани между силуром и девоном (около 400 млн. лет назад) содержание кислорода достигло 10% от современного, что обеспечило появление весьма эффективного озонного экрана. Жесткое излучение Солнца уже не достигало поверхности Земли, и жизнь вышла на сушу. После этого современный уровень содержания кислорода был достигнут весьма быстро, всего за несколько десятков миллионов лет, вследствие бурного фотосинтеза в гигантских лесах того времени. Л. Беркнер и Л. Маршалл считают, что этот уровень был даже превзойден, с чем был связан расцвет растительности в карбоне. Уменьшение содержания углекислого газа привело к гибели многочисленную растительность карбона, так что в перми содержание кислорода вновь упало ниже современного. С тех пор, по их мнению, происходят затухающие колебания содержания кислорода около современного уровня.
Другие исследователи несколько по-иному расставляют основные вехи кислородной и связанной биологической эволюции, особенно в самые первые этапы истории Земли. М. Рут-тен, например, полагает, что точка Юри была достигнута уже вскоре после формирования Земли, а не в среднем рифее, как принимают Л. Беркнер и Л. Маршалл. Появление фотосинтеза растений, согласно М. Руттену, приходится на границу между катархеем и археем, а не на конец архея — начало нижнего
154
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
протерозоя. Содержание кислорода достигло точки Пастера в середине архея, а не в венде. А 10%-ного уровня оно достигло, по М. Руттену, в верхнем рифее, а не в конце силура. По-видимому, эти две схемы эволюции являются крайними. На рис. 4.3
Рис. 4.3. Упрощенная схема эволюции атмосферного кислорода [260].
По оси ординат отложено в логарифмическом масштабе содержание кислорода в долях от его современного содержания (20%).
показан ход кислородной и биологической эволюции по Ф. Прессу и П. Зиверу [260], который занимает промежуточное положение.
В настоящее время основными резервуарами кислорода являются осадочные породы (в том числе карбонаты), в которых содержится 6-1022 г кислорода; воды океана, содержащие 1,4Х Х 1024 г кислорода; атмосфера, в которой имеется 1,2- 1021 г кислорода и, наконец, биосфера, содержащая 1019 г кислорода. Все четыре резервуара взаимно связаны через атмосферу, причем
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы
155
наиболее интенсивно происходит поступление в атмосферу кислорода, фотосинтезируемого биосферой. Годовая продукция кислорода, выделяемого всеми растениями в море и на суше, имеет порядок (14-1,5) • 1017 г (и распределяется между сушей и морем приблизительно поровну, составляя в море около 10% от продукции массы водорослей). При таком темпе весь кислород атмосферы был бы создан всего за десяток тысячелетий; однако практически весь продуцируемый сейчас кислород затрачивается на дыхание животных, на окисление органических останков, вулканических газов и разрушающихся горных пород. Обмен между атмосферой и другими резервуарами происходит гораздо медленнее. Например, при выветривании горных пород ежегодно затрачивается примерно 3- 1014 г кислорода. Это означает, что если бы не имелось источников кислорода, то весь атмосферный кислород был бы израсходован на окисление пород земной коры за 4 • 106 лет.
Среди основных термодинамически-активных примесей, прежде всего тех, которые создают парниковый эффект в атмосфере, выделяются углекислый газ и водяной пар. Углекислый газ поступает в атмосферу и гидросферу, несомненно, в продуктах дегазации мантии. Он появляется в них в результате высокотемпературных каталитических реакций графита с водой (ЗС + 2Н2О -> СН4 + 2СО; С + Н2О-> СО + Н2; С + 2Н2О^СО2 + + 2Н2О), разложения карбидов (например, карбида железа Fe3C + 2FeO->5Fe + CO2), температурной диссоциации первичных карбонатов (например, СаСОз->СаО + СО2), а затем также путем окисления метана и СО до углекислого газа.
Оценки количества СО2 в вулканических газах имеют очень большой разброс, однако углекислый газ всегда является наиболее важной компонентой после водяного пара. В среднем в сухих вулканических газах на него приходится до 40—50% по весу (97% в сухом газе сольфатар Лардерелло!).
Удаление углекислого газа из атмосферы и гидросферы происходит в основном при образовании карбонатов как в химических реакциях (серпентинизация оливинов и каолинизация анортитов), так и биологически (образование карбонатных оболочек и скелетов организмов); некоторая часть СО2 расходуется также при синтезе органического вещества растениями.
В отличие от других атмосферных газов, растворенных в океане, углекислый газ химически взаимодействует с водой. Небольшая часть его (около 1%) соединяется с молекулами воды, образуя угольную кислоту Н2СО3. Угольная кислота слабо диссоциирует на ионы водорода и бикарбонатные ионы НСОз-, а последние в свою очередь частично распадаются на ионы водорода и карбонатные ионы СОз—. Если произведение концентраций карбонатных ионов и ионов кальция, магния или железа,
156
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
находящихся в растворе, оказывается больше, чем соответствующие произведения растворимости, то образуется твердый карбонатный осадок. Наоборот, если концентрации соответствующих ионов малы, происходит растворение твердых карбонатных осадков.
Однако карбонатная система, действующая в морской воде и связывающая атмосферу и дно океана, является наиболее сложной из равновесных систем морской воды и зависит от большого количества факторов. Состояние системы сложным образом зависит от pH морской воды, температуры и парциального давления СО2. Когда реакция морской воды кислая, то весь растворенный увлекислый газ находится в свободном состоянии, с увеличением показателя pH возрастает удельный вес бикарбонатных ионов, при дальнейшем увеличении щелочности увеличивается концентрация карбонатных ионов за счет бикарбонатных ионов и молекул углекислоты. Таким образом, большие значения pH способствуют осаждению карбонатов химическим путем. При повышении температуры степень диссоциации углекислоты увеличивается, и концентрация ионов карбоната должна повышаться, однако растворенный углекислый газ находится в равновесии с углекислым газом атмосферы, а растворимость его уменьшается с повышением температуры, так что общее содержание неорганического углерода в воде становится меньше. С другой стороны, растворимость карбонатов кальция и магния уменьшается с увеличением температуры, и, когда другие условия не меняются, они начинают выпадать в осадок. Наконец, при повышении парциального давления СО2 в атмосфере увеличивается количество растворенного в воде углекислого газа. В результате этого pH воды должно уменьшаться, и равновесие должно сдвинуться в сторону увеличения концентрации бикарбонатных ионов за счет карбонатных— происходит растворение твердых карбонатов.
Весьма интересным и важным представляется вопрос о массе карбонатных пород земной коры и о количестве углекислого газа, связанного в этих породах. Знание этих величин позволило бы представить масштабы процессов связывания атмосферного углекислого газа, а стратиграфическое положение карбонатных слоев могло бы многое рассказать о темпах изъятия СО2 из атмосферы.
Оценки количества связанного в породах углекислого газа делались многими авторами. Так, В. Руби [262] оценил количество СО2 в древних осадочных породах в 0,92* 1023 г. Если считать, что кора образовалась за счет вулканических Выделений, и учесть отношение массы СО2 к остальным газам, то мы придем примерно К такой же оценке количества СО2 в породах земной коры. Другие авторы считают, что эта оценка занижена.
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы
157
А. Б. Ронов и А. А. Ярошевский [68] в 1976 г. уточнили свои прежние оценки объемов и масс отдельных блоков земной коры и пород, их составляющих. Считая известным химический состав пород, они определили содержание отдельных химических соединений в трех типах земной коры. В табл. 4.1 приводятся их результаты для углекислого газа, связанного в карбонатах, и для органического углерода (все в 1024 г).
Таблица 4.1. СОДЕРЖАНИЕ УГЛЕРОДА В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Тип коры	Общая масса	Углекислый газ	Органический углерод
Континентальная	18,07	0,267	0,0146
Субкоитинентальная (шельф, материковый склон)	4,30	0,059	0,0032
Океаническая	6,09	0,082	0,0034
Всего	28,46	0,408	0,0212
Больше всего углекислого газа связано в верхней «осадочной» оболочке (0,297- 1024 г), в «гранитной» оболочке его содержится меньше (0,066-1024 г), а в «базальтовой» — совсем мало (0,044 -К)24 г). Всего же, по подсчетам А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского, в земной коре в карбонатных породах связано углекислого газа 4,08- 1023 г, в 77 раз больше, чем масса всей атмосферы, и в 165 тыс. раз больше, чем масса углекислого газа в современной атмосфере.
Как говорилось выше, в настоящее время в атмосфере находится 0,03% углекислого газа по объему. Его роль исключительно велика в создании парникового эффекта. Углекислый газ является сильным поглотителем лучистой энергии в полосе 14—16 мкм. В этой полосе заключено примерно 10% всей энергии, излучаемой земной поверхностью при температуре 290 К. Ясно, что увеличение или уменьшение массы углекислого газа в атмосфере имеет большое значение для климата Земли.
Еще на рубеже XIX и XX вв. С. Аррениус [102] предпринял попытку рассчитать изменения температуры у поверхности Земли вследствие изменений прозрачности атмосферы по отношению к инфракрасному излучению. В основе его расчетов лежала гипотеза о лучистом равновесии и неизменности потоков тепла в океане и атмосфере и количества облачности. Он получил для температуры Т выражение Т = у &/[1+v(l—0)], где k — величина, зависящая от притока солнечного тепла и поступлений тепла из других источников; v — величина, допол
158
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
няющая альбедо поверхности до единицы; р — коэффициент поглощения атмосферы, зависящий от содержания водяного пара и углекислого газа. Это выражение показывает, что чем больше поглощение атмосферы, тем выше температура у поверхности, причем температура растет тем быстрее, чем меньше альбедо.
С. Аррениус пришел к заключению, что влияние изменения содержания углекислого газа сказывается на температуре на всем земном шаре одинаково: с увеличением содержания СО2 температура всюду повышается, а при уменьшении, наоборот, понижается. Однако во все% случаях это влияние минимально на экваторе и увеличивается к полюсам, причем широта, где изменение достигает максимума, тем больше, чем выше содержание углекислого газа. Когда содержание уменьшается до 2/з от современного, максимальное изменение температуры (падение на —3,3°) происходит на широте 40°, если же содержание СО2 вдвое превышает современный уровень, то максимальное изменение температуры (повышение на 6°) происходит на широте 60°. Далее к полюсам изменение температуры несколько меньше. Зимой влияние изменения СО2 больше, чем летом.
В общем, согласно С. Аррениусу, если изменения содержания СО2 происходят в геометрической прогрессии, то изменения температуры — в арифметической. По его расчетам, для того чтобы температура в Арктике повысилась на 8—9°, необходимо увеличение современного содержания СО2 в 2,5—3 раза. А для того чтобы в поясе широт между 40 и 50° температура понизилась на 4—5°, что представляется достаточным для наступления ледниковой эпохи, содержание СО2 должно уменьшиться до 0,62—0,55 от современного уровня. С. Аррениус считает, что могли происходить значительные колебания содержания СО2; это должно было отражаться на тепловом балансе земного шара и может объяснить теплый климат третичного периода и ледниковые периоды четвертичного. Примерно в те же годы аналогичную гипотезу высказал и Т. Чемберлен.
В дальнейшем вопрос о влиянии углекислого газа на тепловой баланс Земли привлекал многих исследователей. В одном из последних исследований С. Манабе и Р. Везеролд [225] показали, что если относительная влажность остается неизменной, то увеличение вдвое содержания углекислого газа повышает температуру у поверхности на 2,4°, тогда как его уменьшение вдвое понижает температуру на 2,3°.
По оценкам О. Г. Сорохтина, при гидратации океанической коры в рифтовых зонах всегда выделялось значительное количество гидроокислов кальция, магния, железа, и поэтому химическое осаждение карбонатов управлялось лишь поступлением углекислого газа СОг в атмосферу и в океан. В катархее кар
§ 4.3. Геохимическая эволюция атмосферы
159
бонатных пород обнаружено немного. Можно упомянуть мраморы и другие известковистые кристаллические сланцы Прибайкалья, Побужья, Памира (Ваханская серия) и юго-восточной Канады (серия Гренвилл), образовавшиеся, по-видимому, из сульфатно-сернистых известняков и доломитов. В архее карбонатных пород еще меньше. В нижнем протерозое содержание кислорода увеличилось, увеличилось и количество СО2, морская вода стала хлоридно-карбонатной, и в ней образовалось карбо-нат-бикарбонатное равновесие. Этим объясняется появление мощных толщ карбонатных осадочных пород, прежде всего доломитов (при большом содержании СО2 и высоком щелочном резерве1 в морской воде доломиты легче выпадают в осадок, чем СаСО3). В качестве примера может служить доломитовая свита Трансвааля (мощностью до 2100 м), возраст которой около 2 млрд. лет.
С течением времени в карбонатных отложениях увеличивается доля кальцита за счет доломитов. Это объясняется, по-видимому, снижением щелочного резерва и, следовательно, уменьшением pH морской воды. Например, Р. В. Фейрбридж считает, что в среднем и верхнем протерозое значение pH могло падать до 4—5. Кроме того, существенным является также усиление роли биологического осаждения карбонатов.
В венде содержание СО2, по-видимому, уменьшилось вследствие потребления при фотосинтезе растений, pH морской воды опять увеличилось и достигло 7, что привело к новому образованию карбонатов. Позже (360—280 млн. лет назад) развитие фотосинтезирующей растительности на суше привело, по-видимому, к новому уменьшению содержания СО2 в атмосфере и в океане, и значение pH выросло до современного уровня 7,5— 8,5. Это, возможно, содействовало вспышке развития организмов, выделяющих известь — кокколитовых водорослей и одноклеточных животных—корненожек фораминифер. За некоторым спадом последовала новая такая вспышка (130—70 млн. лет назад), создав массовое выпадение биогенных карбонатных осадков мелового периода. Сейчас в Мировом океане карбо-натонакопление происходит почти исключительно биологическим путем.
Попытка осуществить прямой подсчет массы СО2 в карбонатных и других породах, отложившихся в разные геологические периоды фанерозоя и находящихся теперь на материках (без Антарктиды), принадлежит А. Б. Ронову [67]. Одновременно А. Б. Ронов оценивал массы захороненного органического углерода и вулканических пород и получил удовлетвори
1 Щелочным резервом называется избыток оснований по отношению к анионам сильных кислот. Щелочной резерв изменяется, в общем, параллельно с изменением pH.	. .	д-.. С.т.
160
Глава 4. Эволюция атмосферы и гидросферы
тельную корреляцию между этими тремя величинами. Данные А. Б. Ронова показывают, что отложение карбонатов в пределах фанерозоя не увеличивалось монотонно с течением времени, но испытывало существенные колебания. Руководствуясь какой-либо гипотезой о связи между массой карбонатных пород и содержанием СО2 в атмосфере (например, чем больше содержание СО2, тем больше масса пород), можно высказать суждение о колебаниях концентрации СО2 в атмосфере.
Однако интересные результаты А. Б. Ронова, по-видимому,
не учитывают, что часть ш2, поступающего в атмосферу, имеет не ювенильное, а вторичное происхождение (в результате поглощения океанической коры в зонах За-варицкого— Беньофа).
Рис. 4.4. Изменения приповерхностной температуры при увеличении содержания водяного пара в атмосферах планет Венеры, Земли, Марса [169].
Другая важная для климата термодинамически-активная примесь — водяной пар. Его содержание в атмосфере сейчас составляет 0,23%. Водяной пар поглощает почти все излучение земной поверхности в диапазоне от 4 до 8 и от 12 до 40 мкм (упомянем, что в диапазоне спектра от 4 до 35 мкм при Т = ==290 К черное тело излучает примерно 98% энергии и что водяной пар поглощает около 62% этой энергии), т. е. роль водяного пара в создании парникового эффекта наиболее существенна. К тому же в отличие от углекислого газа масса находящегося в атмосфере водяного пара имеет положительную обратную связь с парниковым эффектом. Дело в том, что насыщающая концентрация водяного пара растет с повышением температуры: чем больше водяного пара в атмосфере, тем сильнее парниковый эффект, тем выше температура, и поэтому больше насыщающее содержание водяного пара. Однако при современных температуре и содержании водяного пара реализации этой обратной связи препятствуют фазовые переходы водяного пара, который может конденсироваться и удаляться из атмосферы в виде осадков.
На рис. 4.4 показана диаграмма состояний воды, на которой нанесены зависимости температуры от давления водяного пара для трех планет земной группы — Венеры, Земли и Марса.
§5.1. Механизм приливной эволюции	161
Эти кривые построены Р. Гуди и Дж. Уолкером [169], исходившими из упрощенной зависимости поверхностной температуры от эффективной температуры и оптической массы атмосферы в предположении лучистого равновесия. Кривые показывают эволюцию приповерхностной температуры при постепенном накоплении водяного пара в атмосферах планет. Поскольку водяной пар, как и все газы атмосферы, есть продукт дегазации внутренних частей планет, определяющей для характера дальнейшей эволюции является эффективная температура, которая зависит, прежде всего, от расстояния до Солнца. На Марсе и Земле добавление водяного пара в атмосферу сверх насыщения приводит к его конденсации, в первом случае в виде изморози, во втором — в виде воды. Первоначальная температура поверхности Венеры была значительно выше, поэтому для конденсации водяного пара необходимо более высокое его давление. Но при высоком парциальном давлении водяного пара парниковый эффект исключительно велик, и конденсация не наступает.
Можно думать, таким образом, что если атмосфера Земли образовалась путем постепенного накопления газов ее мантии, то с появлением океана возможность необратимого роста парникового эффекта оказалась исключенной. С другой стороны, если бы исходным пунктом эволюции земной атмосферы была горячая и плотная оболочка, состоящая в основном из водяного пара, то Земля смогла бы потерять почти весь водяной пар, как это произошло с атмосферой Венеры.
Таким образом, за начало эволюции земной атмосферы нужно принимать очень тонкую холодную атмосферу. Эволюция была постепенной, и климатических катастроф не происходило. Об этом убедительно свидетельствует непрерывность эволюции жизни, которую демонстрируют имеющиеся палеонтологические данные.
Глава 5.	Приливная эволюция
системы Земля — Луна
§ 5.1. Механизм приливной эволюции
После того как И. Ньютон открыл в 1686 г. закон всемирного тяготения и вскоре была создана теория движения небесных тел, появилась возможность предвычислять моменты солнечных и лунных затмений и определять районы земного шара, из
6 Заказ № 1742
162	Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
которых они могут наблюдаться. Помимо предстоящих затмений, вычислялись также моменты и места видимости солнечных затмений прошлого. В 1695 г. Эдмунд Галлей, друг и сподвижник Ньютона, сопоставил с вычислениями наблюдения затмений, описанных Птолемеем и позднее арабами, с одной стороны, и наблюдения их с IX по XVIII в., с другой, и обнаружил, что среднее движение Луны по орбите ускоряется.
Первым, кто высказал правильное предположение о причинах несовпадения результатов вычислений с наблюдениями, был Иммануил Кант, объяснивший его в 1754 г. замедлением вращения Земли благодаря действию вызванных Луной приливов. Утверждению этой точки зрения в то время помешал авторитет П. Лапласа, который приписал указанное несоответствие вековому изменению эксцентриситета орбиты Земли. Однако в дальнейшем выяснилось, что этот эффект может объяснить лишь небольшую долю векового изменения орбитального движения Луны, и примерно через 100 лет после высказываний И. Канта восторжествовала гипотеза приливного замедления вращения Земли. В настоящее время доказано, что именно приливное трение, возникающее в земных океанах и во внутренних частях Земли, является основным фактором, приводящим к замедлению вращения Земли и ускорению орбитального движения Луны. Однако полная теория этого сложного явления все еще до конца не создана, что объясняется как математическими трудностями, так и отсутствием необходимых сведений о свойствах недр Земли.
Кропотливый анализ древних описаний полных солнечных и лунных затмений, анализ астрономических наблюдений за последние 250 лет, проведенный многими авторами в последние годы, тончайшие математические приемы позволили разделить и вычислить по отдельности ускорения собственного вращения Земли и орбитального движения Луны. Оказалось, что оба эти ускорения отрицательны, а их численные значения большинством исследователей принимаются равными соответственно 986 и 22,4"/век2, или —4,81 -10-22 и —1,09- 10-23 рад/с2. Для сравнения укажем, что ускорение движения Земли по орбите составляет всего +0,4"/век2, или 1,95-10-25 рад/с2. Это дает за 1 млрд лет укорочение года примерно на 11 современных суток. Как мы упоминали, не все исследователи придерживаются приведенных нами значений, и научный мир с интересом ожидает результатов наблюдений за покрытием Луной звезд в самые последние годы, когда были введены атомные часы, не зависящие от неравномерного вращения Земли.
Если перевести ускорение вращения Земли, выраженное в угловых единицах, в более легко воспринимаемое изменение периода вращения, то окажется, что продолжительность суток
§5.1. Механизм приливной эволюции
163
увеличивается за столетие на 0,0017 с. Чтобы представить себе, к какому эффекту приводит за тысячелетия этот крошечный прирост, проделаем простой обратный расчет. Средняя за 20 столетий продолжительность суток на 0,017 с меньше современной. Это значит, что за 2000 лет накопилась разница в 0,017Х X 2000-365«3,5 ч, т. е. расчет времени какого-либо солнечного затмения в начале нашей эры при нынешней длине суток даст ошибку в 3,5 ч против истинного времени затмения. Еще более внушительной может быть ошибка в определении места наблюдения данного затмения. Ведь за 3,5 ч Земля поворачивается вокруг своей оси на 52,5° долготы. Этот пример показывает, кроме того, что лишь одного свидетельства древнего источника о наблюдении полного солнечного затмения, если оно правильно расшифровано, может быть достаточно для относительно точной оценки приливного замедления вращения Земли.
Замедление вращения Земли является лишь одной стороной эволюционного изменения параметров системы Земля—Луна. Одновременно происходит и замедление орбитального движения Луны. Как мы увидим ниже, изменяются и другие параметры, весьма важные для климата.
Совокупность изменений различных параметров системы Земля—Луна под влиянием приливного трения получила название приливной эволюции системы.
Каков же механизм приливной эволюции?
Благодаря тому что расстояние от центра Луны до точек земной поверхности на сторонах, обращенной к Луне и противоположной ей, отличается от расстояния между центрами Земли и ее спутника, на этих сторонах возникают приливообразующие силы. Эти силы приводят к появлению на поверхности Земли приливных горбов. В случае океана, образованного идеальной жидкостью на абсолютно упругом твердом земном шаре, максимальные вспучивания приливных горбов располагались бы на прямой, соединяющей центры Земли и Луны. В действительности океану присуще трение (в основном о подстилающее дно), а «твердая» часть земного шара не является идеально упругой. Поэтому собственное вращение Земли, скорость которого со больше среднего движения п Луны, увлекает за собой приливные горбы. Это показано на ставшем уже классическим рис. 5.1, плоскость которого совпадает с плоскостью земного экватора. Можно видеть, что максимальный прилив наступает в данной точке Земли спустя некоторое время после верхней или нижней кульминации Луны в этой точке.
Запаздывание может достигать нескольких часов в прибрежных мелководных районах океана, но в открытом океане и в твердой Земле оно мало и в среднем для всей Земли составляет, по-видимому, всего несколько минут. Среднее 6*
164
Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
запаздывание можно выразить некоторым эффективным углом 6 запаздывания приливов. Благодаря наличию этого угла силы притяжения Луной приливных горбов имеют составляющие, нормальные к линии центров, а так как ближний горб притягивается сильнее (сейчас примерно на 5%), чем дальний, то возникает момент этих сил относительно оси вращения Земли, стремящийся повернуть ее в направлении, противоположном вращению. В результате скорость и момент импульса вращения Земли вокруг оси уменьшаются.
С другой стороны, приливные горбы приводят к возникновению дополнительных сил притяжения, действующих на Луну. Ближний к Луне прйливный горб Земли притягивает Луну
Рис. 5.1. Запаздывание максимума прилива по отношению к кульминации Луны.
сильнее, чем дальний, и, таким образом, возникающий момент сил подталкивает Луну в направлении ее движения по орбите, и момент импульса орбитального движения Луны возрастает. Поскольку Луна получает ускорение в направлении своего движения по касательной к орбите, ее расстояние от Земли г увеличивается, а, следовательно, по третьему закону Кеплера n2r3 = const, среднее движение п уменьшается.
До сих пор мы Допускали, что орбита Луны представляет собой окружность. На самом деле ее эксцентриситет составляет 0,0549. Вследствие этого момент вращения, действующий как на Землю, так и на Луну, будет несколько больше в то время, когда Луна находится в перигее, и несколько меньше, когда она находится в апогее. На изменение вращения Земли будет накладываться квазипериодическая составляющая, а Луна будет подталкиваться в перигее сильнее, чем в апогее, в результате чего последний будет отодвигаться от Земли быстрее, чем первый. Иными словами, вместе с размерами орбиты будет увеличиваться и ее эксцентриситет.
Другой эффект, связанный с наличием эксцентриситета лунной орбиты, заключается в следующем. Существует чисто радиальная составляющая прилива, величина которой медленно изменяется в течение лунного месяца и имеет максимум в тот момент, когда Луна находится в перигее. Здесь мы должны уточнить, что так было бы в случае отсутствия трения. В действительности из-за трения максимум дополнительной радиальной составляющей наступает несколько позднее, Так как линия,
§5.1. Механизм приливной эволюции
165
соединяющая максимумы этой радиальной составляющей, постоянно совпадает с линией центров Земля—Луна, она не изменяет ни момента импульса вращения Земли, ни момента импульса орбитального движения Луны.
Дело осложняется, наконец, еще и тем, что плоскость зем-
ного экватора не совпадает с плоскостью лунной орбиты, а образует с ней угол, равный в среднем примерно 23,5°. В резуль-
тате вращение Земли постоянно выносит приливные горбы из плоскости лунной орбиты. На рис. 5.2 показана правая геоцентрическая система координат, в которой ось Х\ совпадает с ли-
нией узлов лунной орбиты и направлена в сторону восходящего узла, ось Х2 также лежит в плоскости лунной орбиты, а ось Хз перпендикулярна ей. Там же показаны ось вращения Земли, лежащая в плоскости Л'гА'з, и отложенный на ней
Рис. 5.2. Геоцентрическая система координат.
Плоскость Xi%2 совпадает с плоскостью орбиты Луны, ось направлена вдоль линии пересечения плоскостей земного экватора н лунной орбиты. Й. и. п — векторы угловой скорости вращения Земли и среднего движения Луны по орбите. Положение Луны на орбите определяется углом <р.
вектор угловой скорости вращения Земли. Вдоль оси Х3 отложен вектор среднего движения Луны. Когда Луна находится в восходящем узле орбиты (угол <р, отсчитываемый от восходящего узла в сторону движения Луны, равен нулю), приливные горбы увлекаются вращением Земли под плоскость орбиты; когда же Луна находится в нисходящем узле орбиты, они увлекаются трением в пространство выше (на рисунке) плоскости орбиты.
Таким образом, притягивая более сильно ближние приливные горбы, Луна стремится повернуть Землю вокруг оси Х2 по часовой стрелке, тем самым сообщая ей дополнительный момент импульса, вектор которого направлен вдоль оси Х2 и имеет отрицательную величину. Вектор угловой скорости вращения Земли вокруг оси также отрицателен, и поэтому ясно, что рассмотренный эффект стремится совместить ось вращения Земли с осью лунной орбиты.
Действительное изменение наклона оси вращения Земли зависит и от других причин, и в первую очередь от вращательного момента вокруг оси Хз. Заметим здесь, что несовпадение плоскостей земного экватора и лунной орбиты не приводит к возникновению аналогичного момента сил относительно оси
166
Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
Х\, поскольку при ф, равном 90 и 270°, приливные горбы не выносятся из плоскости лунной орбиты.
Таким образом, приливное трение в Земле, а также в Луне, приводит к изменению взаимосвязанных параметров системы Земля—Луна, вследствие чего эта система медленно эволюционирует во времени.
Некоторое влияние на эволюцию системы Земля—Луна должны оказывать также приливы, вызываемые на Земле притяжением Солнца. Они перераспределяют момент импульса между собственным вращением Земли и ее обращением вокруг Солнца (при этом несколько меняя общий момент импульса системы Земля—Луна). Отношение главных составляющих приливных потенциалов Солнца и Луны на поверхности Земли, как и отношение типичных высот соответствующих приливов, приблизительно равно 0,46. Тогда отношение моментов приливообразующих сил будет равно (0,46)2 — 0,2. Используя это отношение и третий закон Кеплера, можно показать, что орбитальные ускорения Земли (благодаря солнечным приливам) и Луны в настоящее время относятся как 1 : 108. Таким образом, эволюция орбитального движения Земли оказывается крайне медленной по сравнению с внутренней приливной эволюцией системы Земля—Луна. Поэтому с весьма большой степенью приближения можно считать, что сейчас Солнце не влияет на размер момента импульса системы Земля—Луна.
Можно также упомянуть, что атмосферные приливы, вызванные притяжением Солнца, опережают по фазе вращение Земли и увеличивают энергию вращения Земли приблизительно на 2,2-1018 эрг/с [245], практически уравновешивая приливное трение, возникающее благодаря солнечным приливам в океанах и в твердой Земле.
Полученные по астрономическим данным ускорения вращения Земли и орбитального движения Луны находятся в хорошем согласии с палеонтологическими данными. Дж. Уэллс и К. Скраттон подсчитывали количество тонких суточных слоев роста (20—60 в 1 мм) на срезах окаменелых кораллов, относящихся к девону (приблизительно 380 млн. лет назад). На этих срезах можно выделить также сезонные волны, причем современные кораллы обнаруживают примерно 365 суточных полос в такой сезонной волне. Оказалось возможным подсчитать число суток не только в девонском году, но и в девонском месяце. Так, в году в среднем девоне содержалось 397±7 сут, а в месяце 30,6 ±0,1 сут. В пермо-карбоне (приблизительно 280 млн. лет назад), по данным Дж. Уэллса, в году было 385— 390 сут [272, 300, 301].
Вращающий момент, который приводит к изменению импульса вращения Земли и движения Луны, можно подсчитать,
§ 5.1. Механизм НриЛивной эволюции
167
использовав для этого формулу Дж. Макдональда [69, 223], связывающую вращающий момент К с эффективным углом 6 запаздывания приливов:	25
К—	2	3
2 г6
Здесь G — постоянная тяготения, т — масса Луны, гз — радиус Земли, г — расстояние между центрами Земли и Луны, £2— число Лява для главной составляющей приливного потенциала, находимое из наблюдений за периодом чандлеровских колебаний полюсов (й2 = 0,3). Дж. Макдональд получил для 6 значение 2,16°, использовав для этого другой путь вычисления вращающего момента, который учитывает астрономические данные о замедлении вращения Земли и заключается в вычислении по формуле	,
dt
где С — главный момент инерции Земли. Момент инерции С зависит от скорости вращения [69, 223]. Если предположить, что скорость вращения увеличивается, скажем, в 5 раз, то момент инерции увеличится примерно на 5%. Момент инерции несколько изменяется также в результате процессов, происходящих внутри Земли. Но здесь мы для простоты предположим, что момент инерции Земли неизменен. Тогда приведенная выше формула дает для вращающего момента 3,9-1023 эрг.
Полученное Дж. Макдональдом значение угла 6 хорошо согласуется с выводами Р. Ньютона [246], который проанализировал возмущения орбит искусственных спутников Земли и определил по ним запаздывание «эффективных» приливных горбов. Он получил таким путем уменьшение скорости собственного вращения Земли, лежащее в пределах (3,94-4,95) • Ю-22 рад/с2.
Одновременно с передачей момента импульса от Земли к Луне в системе Земля—Луна должно, естественно, происходить уменьшение механической энергии, которая рассеивается в земных океанах и внутренних частях Земли и Луны. Если считать момент инерции постоянным, то энергия вращения Земли изменяется на величину
= — (— Ca2j = Co- 2,8-1019 эрг/с. dt dt \ 2	) dt	F
Энергия орбитального движения Луны увеличивается при этом всего на
=0,1-10^ эрг/с.
dt dt\ 3 2r J 5 з Э dt	F
Отсюда ясно, что каждую секунду в Земле должно дисси' пироваться количество энергии, равное 2,7-1019 эрг. Скорость
168	Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
выделения тепла, соответствующая этой потере механической энергии, в настоящее время меньше скорости потерь тепла через поверхность Земли, однако в прошлом теплота диссипации приливов могла играть существенную роль в термической истории Земли. По расчетам Е. Л. Рускол [69], 4 млрд, лет назад количества тепла приливного трения и радиоактивного тепла, выделяющегося за единицу времени, были примерно одинаковыми и составляли (24-2,5) • 1021 эрг/с. Всего же за время приливной эволюции за счет приливного трения было выделено 2,8- 1037 эрг, тогда как выделение радиоактивного тепла за всю историю Земли оценивается ® (1,24-1,5) • 1038 эрг.
Часть теряемой 'энергии вращения Земли диссипирует в океанах, другая часть — внутри твердой Земли. Диссипация приливной энергии в океанах рассчитывалась многими авторами, начиная с Дж. Тэйлора [284]. Одни интегрировали перемещения уровня океана по всей поверхности Земли [174, 178], другие суммировали потери энергии на трение в мелких морях [187]. По-видимому, надежнее метод интегрирования потоков энергии через внешние границы мелководий. Наиболее детальные расчеты этим методом выполнил Г. Миллер [235], получивший для скорости диссипации приливной энергии на всех мелководьях мира значение 1,7-1019 эрг/с (в том числе 0,24х Х1019 эрг/с в Беринговом море и 0,21 - Ю19 эрг/с в Охотском море), т. е. около 2/3 всей диссипации приливной энергии в Земле. Кроме диссипации энергии на мелководьях и в узкостях происходит также диссипация энергии во внутренних приливных волнах в открытом океане, которая может составлять У6 всей диссипируемой энергии приливов [173, 243].
Диссипация энергии в Земле происходит не только благодаря работе вращательного момента, но и вследствие запаздывания ежемесячного максимума радиальной составляющей приливов при эксцентрической орбите Луны. В этом случае энергия диссипирует как в Земле, так и в Луне и черпается из энергии орбитального движения вокруг центра масс (которая сейчас равна —3,8-1035 эрг, тогда как кинетическая энергия вращения Земли равна 2,1 • 1036 эрг). Диссипация энергии радиальных приливов в Земле мала по сравнению с диссипацией, обязанной работе приливного вращательного момента.
§ 5.2. Результаты расчетов приливной эволюции
Расчеты приливной эволюции проводятся с конца прошлого века и до настоящего времени, когда быстрое развитие наших знаний о естественном спутнике Земли дало сильный толчок исследованиям по вопросам происхождения Луны. '*
§ 5.2. Результаты расчетов приливной эволюции	169
Приливную эволюцию системы Земля—Луна впервые рассчитывал Дж. Г. Дарвин [132, 133]. В своих расчетах он считал Землю вращающимся сфероидом из вязкой жидкости и при значениях вязкости, которые дают наибольший эффект замедления вращения Земли, получил для минимального времени эволюции системы Земля—Луна значение в 50—60 млн. лет (для максимального времени—12 млрд. лет). По этому расчету в начале эволюции Луна находилась очень близко от Земли, причем время обращения первой и собственного вращения второй было одинаковым и заключалось между 3 и 5 современными часами.
Согласно Дж. Г. Дарвину, с момента неустойчивого равновесия эволюция системы Земля—Луна целиком зависит от того, в какую сторону будет нарушено соотношение между угловой скоростью со вращения Земли и скоростью обращения п Луны вокруг Земли. Если бы в силу какого-либо фактора п стало несколько больше, чем ш, то приливное трение стало бы еще более ускорять вращение Земли, расстояние между Землей и Луной уменьшилось бы, и в конце концов спутник упал бы на по- * верхность планеты. Но поскольку соотношение нарушилось в другую сторону, а именно ш стало несколько больше, чем п, то приливное трение стало замедлять вращение Земли, Луна стала удаляться и ее обращение замедляться. С течением времени и со, и п уменьшаются, но п уменьшается быстрее до тех пор, пока их отношение не достигнет величины 29, после чего скорость вращения Земли вокруг своей оси начнет уменьшаться быстрее, чем скорость орбитального движения Луны. В настоящее время отношение ю/n равно примерно 27,3 и представляет собой длительность современного (сидерического) лунного месяца, выраженного в современных сутках.
В дальнейшем направление эволюции будет сохраняться до тех пор, пока приливное трение не остановит собственное вращение Земли по отношению к Луне, так же как к настоящему времени оно остановило собственное вращение Луны, которая обращена к Земле одной и той же стороной. По Дж. Г. Дарвину, это должно произойти, когда Луна отодвинется от Земли на расстояние, равное примерно 600 тыс. км. При этом отношение и/п будет равно единице, а земные сутки и лунный месяц будут равны 55 современным суткам. Это крайнее состояние системы в отсутствие внешних влияний является устойчивым, однако влияние солнечных приливов может, по Дж. Г. Дарвину, действовать в сторону ускорения вращения Земли, в результате чего Луна начнет приближаться к Земле и в конце концов упадет на нее.
В теории приливной эволюции системы Земля—Луна, развитой Дарвиным, весьма существенное значение имеет отношение
170
Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
со/n, от которого зависят не только расстояние Земля—Луна и скорости вращения Земли и орбитального движения Луны, но и другие параметры системы. Так, в прошлом наклон оси вращения Земли к плоскости эклиптики, которым определяются существование и особенности сезонов на Земле, был меньше. Однако он увеличивался лишь на том отрезке эволюции, когда упомянутое отношение было больше двух; когда же это отношение было меньше этой цифры, наклон оси уменьшался. Эксцентриситет лунной орбиты также зависит от отношения ш/п. Когда оно было больше 18/п, эксцентриситет увеличивался, когда же оно было меньше этого значения, он уменьшался. Относительно наклона плоскост# лунной орбиты к плоскости земного экватора Дарвин’ делает вывод, что и он в прошлом был меньше.
Что касается того периода, который предшествовал неустойчивому состоянию системы в начале эволюции, то главным здесь становится вопрос о происхождении Луны. Дж. Г. Дарвин предполагал, что Луна отделилась от Земли вследствие быстрого вращения последней и резонанса собственных колебаний Земли и солнечных приливов. В свете современных данных гипотеза Дж. Г. Дарвина об образовании Луны неприемлема. Теория Дж. Г. Дарвина не решает также вопроса о масштабах времени эволюции: слишком широк диапазон между приводимыми им предельными значениями. Но выводы Дж. Г. Дарвина о том, что в прошлом Луна имела более близкую к Земле и более регулярную орбиту, а Земля вращалась быстрее, подтверждаются и последующими результатами.
Практически в той же постановке задачи эволюция системы Земля—Луна позже была рассчитана Г. Герстенкорном [164— 166]. При расчете назад по времени он нашел, что 2,5 млрд, лет назад Луна находилась на минимальном расстоянии от Земли 2,89 г3 (где г3 —радиус Земли), совпавшем с так называемым пределом Роша, ближе которого жидкий спутник разрывался бы приливными силами (для твердых спутников предел Роша чуть меньше — 2,80 г3). Орбита Луны в это время была наклонена к земному экватору под углом 45,7°, а Земля вращалась вокруг своей оси впятеро быстрее, чем сейчас. До этого момента Луна двигалась по сильно вытянутой орбите в сторону, обратную вращению Земли.
Расчеты Герстенкорна послужили основой для гипотезы X. Альфвена [95] о том, что Луна была захвачена Землей на обратную и вытянутую начальную орбиту. В последующих работах Г. Герстенкорн также пытался объяснить происхождение Луны захватом Землей с гелиоцентрической орбиты и поэтому несколько изменил свои расчеты. Согласно его последним результатам, начальная орбита Луны (после ее захвата Землей)
§ 5.2. Результаты расчетов приливной эволюции
171
была менее наклонной, а вращение Земли и движение Луны совпадали по направлению. Максимальное сближение произошло примерно 1,4 млрд, лет назад, причем минимальное расстояние получилось еще меньшим, чем в его первой работе, так что Луна должна была находиться внутри предела Роша.
Всесторонний расчет приливной эволюции был выполнен Г. Макдональдом [223].1 Для круговой орбиты он рассчитал из-
менения параметров системы для трех различных масштабов времени, соответствующих трем значениям эффективного угла б запаздывания приливов: 2,16; 4,32 и 8,64°. На рис. 5.3 приведены результаты его расчетов; из-за неопределенности масштаба времени нами использована величина т]-1/2, где т] — угол (измеренный в радианах) между перпендикуляром к лунной орбите и не меняющимся со временем направлением вектора суммарного момента импульса системы Земля—Луна.
Сплошными линиями проведены отрезки всех трех кривых, соответствующие предполагаемой реальной истории Луны (от ус-
Рис. 5.3. Результаты расчетов приливной эволюции [223].
Изменения со временем: а — среднего расстояния от Луны до Земли, выраженного в земных радиусах; б — периода собственного вращения Земли, в — угла наклона земного экватора к эклиптике.
лбвной начальной точки т]~15°, где а/г3~10 (а — среднее расстояние от Луны до Земли), Т~5 ч, е=»10°, до современной точки т) = 3°57', где а/г3 — 60, Т = 24 ч и е = 23°26,5'), прерывистыми лцниями — отрезки, соответствующие предшествующему периоду, и прогноз на будущее время. По этому прогнозу длина суток Т, а/г3 и е будут продолжать нарастать, причем расстояние Луны от Земли и наклон экватора к эклиптике достигнут максимума (а/г3 =72,7 и е = 66,7°), когда длина суток срав-
1 Подробное описание методов расчетов, выполненных Г. Макдональдом (а также Г. Герстенкорном), и их результатов можно найти в книге *;А. С. Монина [54].
172	Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
няется с длиной лунного месяца. После этого действие приливов изменит знак — они начнут ускорять вращение Земли, уменьшать б, приближать Луну к Земле, пока она не подойдет к ней ближе предела Роша и будет разорвана на части, которые образуют около Земли некое подобие колец Сатурна (по расчетам Г. Макдональда, это произойдет через 6 млрд, лет, причем в период наибольшего удаления Луны от Земли необходимо учитывать поправки на солнечные приливы).
Если принять масштаб времени Г. Макдональда (при постоянном 6, равном 2,16°), то минимальное расстояние между Землей и Луной равнялось амин=2,72 г3 и достигалось 1,79 млрд, лет назад. В этот Момент эксцентриситет лунной орбиты е был очень ма’лым (меньше Ю'3), наклон -q достигал 32,4°, а 8 равнялось 9°, период вращения Земли составлял около 4,9 ч, а длина месяца—1,27 тогдашних суток. До этого момента Луна двигалась по очень эксцентрической, сильно наклонной орбите, причем время захвата (т. е. время изменения а/г3 от начального большого значения до минимума и затем до 8,5) заняло всего 1000 лет.
Гипотетические явления, которые могли произойти в этот короткий период максимального сближения Земли и Луны, получили в литературе название «события Герстенкорна». У. Манк [244] пишет, что во время этого периода на нашей планете должны были бы развиваться приливы километровых высот: высота прилива, которая приблизительно обратно пропорциональна кубу расстояния до Луны, во времена, когда расстояние было, скажем, в 10 раз меньше современного, была в 1000 раз больше современной, в открытом океане имеющей порядок метра. Чудовищные километровые волны обрушивались бы на сушу каждые 2,4 ч. Они не только выровняли бы ее, но и диссипировали бы энергию, достаточную для полного испарения океанов с образованием мощной атмосферы из водяного пара. Сильнейший парниковый эффект поднял бы температуру атмосферы на много сотен градусов, что уничтожило бы все живое.
Некоторые исследователи приводят аргументы в пользу события, подобного событию Герстенкорна. Так, Дж. Купер, Дж. Ричардс и Ф. Стейси [126] находят, что примерно в это время изотопы свинца в Земле были равномерно перемешаны. Оценивая современную приливную диссипацию в мантии в 6х X Ю17 эрг/с и считая, что механические свойства мантии существенно не изменялись, они пришли к выводу, что при расстоянии до Луны в 20 раз меньше современного диссипация в мантии была в 206 раз больше, т. е. составляла 4-Ю25 эрг/с. Выделение такого количества тепла должно было привести к сильнейшему разогреву и механическому перемешиванию внутри Земли.
§ 5.2. Результаты расчетов приливной эволюции
173
Однако гораздо больше аргументов свидетельствует против того, что событие Герстенкорна в прошлом произошло. Об этом говорит прежде всего непрерывность развития жизни, чему имеются многочисленные палеонтологические свидетельства. Так, например, были обнаружены строматолиты, имеющие возраст 2,5 млрд, лет [124, 298]. Кроме того, по данным «Аполлона-11» и «Аполлона-12», в районах их посадки на Луне (Море Спокойствия, Океан Бурь) для последних 3,3 млрд, лет не было обнаружено каких-либо следов вулканической деятельности [253, 254], а по данным об электрической проводимости и гравитационным данным, Луна в течение последних 4,6 млрд, лет вообще не нагревалась до высоких температур [293]. Ясно, что событие, аналогичное событию Герстенкорна, должно было разогреть Луну в значительно большей степени, чем Землю. По-видимому, следует признать, что подобного события Герстенкорна не было (по крайней мере после катархея).
Среди работ, посвященных истории системы Земля—Луна, выделяется исследование П. Голдрайха [168]. В своих расчетах он использовал, с одной стороны, выражение для приливного момента, полученное Макдональдом (с учетом только лунных приливов), а с другой — выражение, подобное полученному Дж. Г. Дарвиным (с учетом также и солнечных приливов). В качестве независимой переменной он использовал относительное расстояние между Землей и Луной.
Полные уравнения движения он осреднял сначала в короткой шкале (масштаб определяется периодом обращения Солнца и Луны вокруг Земли), затем в промежуточной (масштаб — период прецессии земной оси), а затем интегрировал их в прошлое в длинной шкале (определяемой приливным трением). Главное отличие результатов, полученных без учета и с учетом солнечных приливов, заключается в том, что в последнем случае наклон земного экватора уменьшается в прошлое медленнее, до 8—12°, причем это изменение происходит довольно равномерно с изменением относительного расстояния. Оказалось также, что при расстояниях, меньших 10 г3, предельное значение наклона лунной орбиты к экватору никогда не становится меньше 10°. Что касается остальных параметров системы, то по расчетам Голдрайха, они эволюционируют практически одинаково, учитываются ли солнечные приливы или нет. Так, продолжительность суток растет с увеличением расстояния сначала медленно, но затем все быстрее. Наибольшее изменение скорости роста происходит, по-видимому, на расстоянии около 55 г3 .
Из результатов П. Голдрайха следует принципиально важный вывод о том, что в прошлом плоскости земного экватора и лунной орбиты не могли совпадать. П. Голдрайх нашел так
174
Глава 5, Приливная эволюция системы Земля—Луна
называемое критическое расстояние, на котором влияния на спутник вращательных моментов со стороны Солнца и со стороны экваториального вздутия Земли выравниваются. Если спутник находится ближе к Земле, то эффект экваториального вздутия больше, в противном случае, наоборот, преобладает эффект солнечного вращательного момента. Он пришел к выводу, что если бы Луна образовалась ближе, чем 10 г3 от Земли (этой величине равно критическое расстояние при современн й скорости вращения Земли), то ее орбита никогда не смогла бы приобрести современный наклон к плоскости земного экватора. С другой стороны, по его мнению, Луна не могла образоваться на расстоянии большем^ чем Зи г3 — в противном случае плоскость орбиты Луны совпадала бы с плоскостью эклиптики.
Полная и окончательная теория приливной эволюции системы Земля—Луна еще не создана. Это объясняется целым рядом трудностей. Главными из них являются вопросы масштаба времени и начального расположения Луны. Масштаб времени зависит, прежде всего, от интенсивности приливного трения, которую можно характеризовать эффективным углом 6 приливного запаздывания или так называемой добротностью Q^'/zS, и от ее изменений на протяжении истории системы Земля—Луна.
Исследователи, занимавшиеся расчетом эволюции системы Земля—Луна, подходили к решению этого вопроса по-разному. Так, Г. Герстенкорн считал отношение 6/со постоянным на протяжении всей эволюции. Поскольку с продвижением в прошлое частота вращения Земли увеличивается, то увеличивается и эффективный угол приливного запаздывания. Если, например, современное значение б принять равным 2,16°, то для эпохи, когда Земля вращалась вокруг своей оси с периодом около 5 ч, угол запаздывания, по Г. Герстенкорну, должен быть равным примерно 10,5°. Как упоминалось выше, Г. Макдональд принимал эффективный угол запаздывания равным трем различным постоянным значениям, среди которых было и современное. В результате время запаздывания б/со должно расти пропорционально длине суток. Когда Земля вращалась с периодом около 5 ч, время запаздывания равнялось всего 1,8 мин. Оба предположения приводят к слишком короткой шкале времени, которая в настоящее время не может быть принята.
Если принять, что угол б пропорционален времени t, отсчитываемому от начала эволюции, в некоторой степени s, то продолжительность приливной эволюции будет тем больше, чем больше s, т. е. чем быстрее растет угол запаздывания б со временем. Е. Л. Рускол [69] считает, что увеличение эффективного угла запаздывания приливов находится в соответствии с современными представлениями о разогревании недр Земли в на
§ 5.2. Результаты расчетов приливной эволюции
175
чальный период ее истории и об образовании океанов. Она произвела расчет продолжительности приливной эволюции, предполагая, что угол б увеличивается со временем по линейному и квадратичному законам, и получила в обоих случаях величину 4,5 млрд. лет.
Таким образом, можно принять, что интенсивность приливного трения на протяжении эволюции системы Земля—Луна, в общем, возрастала пропорционально времени (в некоторой степени) от начала эволюции. Не исключено, однако, что на это монотонное изменение налагались сравнительно быстрые и короткие изменения, связанные, например, с дрейфом материков, менявших свое положение относительно оси вращения, или с изменениями уровня океана во время орогенических циклов и оледенений.
Другой узловой вопрос — о начальном положении Луны — еще теснее переплетается с вопросом о происхождении Луны. Этот вопрос также еще не решен. Однако исследования Луны и динамики системы Земля—Луна, выполненные за последние годы, позволили сформулировать целый ряд твердо установленных ограничений, которые позволяют отсеять многочисленные ? гипотезы о происхождении Луны и оставить очень немногие правдоподобные гипотезы.
Гипотезы об образовании Луны путем отделения от Земли в настоящее время можно отбросить. Убедительную критику этих гипотез можно найти, например, у Е. Л. Рускол [69], которая показывает, что «ни механика вращающихся масс, ни изучение приливной эволюции системы Земля—Луна, ни данные о химическом составе Луны не подтверждают гипотезу отделения Луны от Земли». Группа гипотез, связанных с захватом Луны, также весьма уязвима. Не останавливаясь на всех трудностях, упомянем лишь о трудности, связанной с механикой приливного захвата. Гипотезу о приливном захвате Луны на обратную и вытянутую начальную орбиту первоначально выдвинул X. Альфвен, опираясь на результаты Г. Герстенкорна. Расчеты показывают, что для осуществления приливного захвата понадобилось бы такое количество энергии, которое не может быть выделено благодаря приливному трению в теле Земли (энергия захвата на орбиту радиусом, равным пределу Роша 2,89 г3 , составляет 7,96- 1036 эрг, и если время захвата принять равным 1000 лет, то диссипация должна происходить со скоростью 2,5-1026 эрг/с, что в 107 раз больше современной величины). Если предположить, что диссипация приливной энергии в теле Луны была в 6 раз больше, чем в Земле, то эту трудность можно было бы обойти. Однако это означало бы, что Луна должна была находиться в полурасплавленном состоянии, и поскольку при каждом обороте вокруг Земли она должна была находиться
176	Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
внутри пределов Роша примерно в течение 1 ч, а основной период ее собственных колебаний составляет около 15 мин [16], то она должна была бы неминуемо разрушиться.
По-видимому, наиболее приемлемыми являются гипотезы об образовании Луны из околоземного спутникового роя во время аккреции Земли (вскоре после образования зародыша Земли). Из такого рода гипотез наиболее продвинутой и детальной является гипотеза Е. Л. Рускол [69]. Примем вместе с нею, что Луна образовалась приблизительно в одно время с Землей
Рис. 5.4. Изменение угла наклона экватора к эклиптике (в) н продолжительности суток (Т) в течение времени существования Земли и в будущем [168J с учетом данных [69].
(определения наибольших абсолютных возрастов лунных пород дали 4,5 млрд, лет по урано-свинцовому методу) из околоземного спутникового роя на расстоянии от Земли порядка (и не меньше) 10 г3 . При этом первоначально возникло несколько сравнительно крупных протолун, которые вскоре объединились в одно тело.
Если принять результаты расчетов угла наклона е земной оси к эклиптике и длительности Т земных суток, выполненных П. Голдрайхом, а зависимость эффективного угла 6 от времени по Е. Л. Рускол, то можно построить зависимость угла 8 и величины Т суток от времени. Такая зависимость показана на рис. 5.4.
§ 5.3. Климатические следствия
Рассматривая климатообразующие факторы, мы уже подчеркивали значение наклона земного экватора к плоскости эклиптики и скорости вращения Земли для атмосферной циркуляции и климата.	.	...
§ 5.3. Климатические следствия
177
В теории подобия планетных атмосфер, развитой Г. С. Голицыным [24], существенная роль отводится так называемому вращательному числу Маха ыг0/с, где <о — угловая скорость вращения планеты, г0 — ее радиус, с — скорость звука. Это число характеризует степень зональности движения в атмосфере. Когда Земля вращалась быстрее, вращательное число Маха было заметно больше (изменения скорости звука, по-ви-димому, были менее существенными), а значит, атмосферная циркуляция была более зональной, чем теперь.
Более быстрое вращение Земли в прошлом (без учета других факторов, например изменения массы атмосферы) приводило к тому, что вследствие большей величины силы Кориолиса и более резкого изменения ее с широтой воздух, оттекающий от экватора на верхних уровнях, создавал западный поток в более низких широтах, чем в настоящее время. Поэтому ячейки типа Гадлея простирались в сторону полюсов на меньшее расстояние, и субтропические антициклоны над океанами и засушливые области на континентах располагались ближе к экватору. Можно полагать также, что площадь, занятая полярной ячейкой циркуляции, была меньше.
Таким образом, область, в которой обмен теплом между экваториальными и полярными широтами должен был происходить путем крупномасштабной горизонтальной турбулентности, была увеличена. Вследствие тех же причин (большей силы Кориолиса) барические образования (циклоны и антициклоны) имели меньшие размеры и двигались по более зональным траекториям. Поскольку сами возмущения были в среднем слабее современных, то и диссипировали они быстрее, и, таким образом, меридиональное смещение каждого индивидуального циклона и антициклона было значительно меньше.
Понятно, что в широкой зоне между полярными и тропическими широтами меридиональный обмен был затруднен. Неизбежным следствием этого должно было быть понижение температуры в полярных широтах и повышение ее в тропических до тех пор, пока тепловое излучение в космос, пропорциональное четвертой степени температуры, не уравновешивало это изменение температуры. Иными словами, ускоренное вращение Земли приводило к тому, что температуры приближались к температурам лучистого равновесия. Благодаря быстрому вращению Земли был менее существенным и эффект неоднородностей подстилающей поверхности вдоль параллелей.
Если рассматривать опять-таки чистый эффект более быстрого вращения Земли, то он, очевидно, заключался также в более сглаженных суточных колебаниях температуры и других метеорологических величин. Естественно, что локальные циркуляции типа бризов, горно-долинных ветров и т. п. были слабее.
178
Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
Как мы видели, наклон экватора к эклиптике в прошлом был меньше, и, по-видимому, вскоре после образования Земли составлял примерно 10°. Именно наклон экватора к эклиптике создает на Земле сезонность климата. Значение этой величины влияет и на степень зональности климата. Влияние наклона е
Рис. 5.5. Отношение годовых количеств инсоляции гфи отсутствии атмосферы на экваторе (W7») и на полюсе (№п) в зависимости от наклона экватора к эклиптике.
на зональность лучше всего можно выразить через отношение сум-
марных количеств приходящего солнечного тепла в экваториальные и полярные широты. На рис. 5.5 показана зависимость от наклона к эклиптике отношения суммарной за год инсоляции на экваторе и на полюсе. В настоящее время это отношение составляет примерно 2,5,1 млрд лет назад оно превышало 3, а в самый начальный период существования Земли достигало 6. Это значит, что разность температур между полюсом и экватором была больше не только современной разности фактических температур, но и разности современных температур лучистого равновесия. В том же направлении действовали более быстрое вращение Земли, а также меньшая масса атмосферы. Следствием более резкой термической зональности была более зональная атмосферная циркуляция.
Сезонность земных климатов можно характеризовать разно
стью между поступающими количествами солнечного тепла
в летнее и зимнее полугодия. На рис. 5.6 показано изменение с широтой этой разности при различных углах наклона экватора к эклиптике. Разности выражены в долях от максимально возможной для полюса (когда ось вращения планеты лежит в плоскости ее орбиты).
Рис. 5.6. Безразмерная разность сезонной инсоляции (6W) как функция широты (<р) и наклона земной осн к эклиптике (g).
§ 5.3. Климатические следствия	179 W ?
В настоящее время (при 8 = 23,5°) эта разность на полюсах составляет 0,40 от максимально возможной, а на широте 45° она равна 0,28. Легко заключить, что в далеком прошлом, скажем в начале приливной эволюции системы Земля—Луна, сезонные различия на всех широтах (кроме самого экватора) были значительно более сглаженными по сравнению с современными. Например, при 8=10° на полюсе различие между летней и зимней инсоляцией было таким же, как сейчас на тропиках Рака и Козерога, и составляло всего 0,17 от максимально возможной разности.
Очевидное следствие ослабленной сезонности инсоляции — ослабление муссонных явлений, в том числе муссонной циркуляции. Если сезонные различия в температуре на суше были значительно меньше, чем в настоящее время, то еще меньше были различия в температуре на океанах. Градиенты температуры и давления между океаном и сушей были меньше, сезонные центры действия атмосферы были развиты слабо, и муссонные ветры не проникали далеко в глубь суши или океана. Это приводило к особенностям в режиме увлажнения суши. Западные побережья континентов в умеренных широтах должны были быть достаточно увлажненными, тогда как восточные побережья этой зоны были очень сухими. Особенно большие различия между этими побережьями должны были наблюдаться при зональном простирании континентов или при наличии одного единого материка, занимающего приэкваториальную и умеренные зоны.
Таким образом, и быстрое вращение Земли в прошлом, и малый наклон экватора к эклиптике способствовали более ярко выраженной широтной зональности климата Земли. Еще более резкой эта зональность была вследствие того, что массы атмосферы и океана в те времена были меньше. Все это делало гораздо более вероятными обширные оледенения Земли в далеком прошлом, особенно когда в результате дрейфа материки оказывались вблизи полярных районов. Геологи находят многочисленные свидетельства неоднократных оледенений в докембрии; они будут перечислены в гл. 6.	' ,
В будущем, когда Луна будет находиться, скажем, на максимальном расстоянии от Земли (по расчетам Г. Макдональда, равном 72,7 радиуса Земли и достигаемом примерно через 4,9 млрд, лет), наклон земног.о экватора к эклиптике будет со-> ставлять 66,7°, а земные сутки практически сравняются с месяцем.	'
Из рис. 5.5 видно, что количество солнечного тепла, посту^ пающего на полюсы, должно при этом превышать его приток к экватору. В то же время смена сезонов должна стать особенно резкой. Разность между инсоляцией на полисе в летнеИ
180	Глава 5. Приливная эволюция системы Земля—Луна
и зимнем полугодиях составит sin 66,7 = 0,92 от максимально возможной инсоляции и превысит в два с лишним раза современное значение.
Существенно расширятся области непрерывной полярной ночи и непрерывного полярного дня: полярные круги будут проходить там, где теперь проходят тропики Рака и Козерога. Например, на 60-й параллели полярные ночь и день будут составлять почти по 5 месяцев (суток). На экваторе день и ночь будут составлять по полумесяцу.
Зимой и летом основной термический контраст возникнет между зимним и летним полярными полушариями, в переходные сезоны—межд^ ночной и дневным полушариями. Контрасты между холодным и теплым полушариями будут частично компенсироваться атмосферной циркуляцией, которая вследствие медленного вращения Земли и малой силы Кориолиса будет иметь упорядоченный характер. Воздух из холодного полушария будет распространяться в нижнем слое в сторону теплого полушария, а из теплого — в верхних слоях в сторону холодного полушария. Такая циркуляция должна привести к тому, что в холодном полушарии будут накапливаться конденсирующиеся термодинамически-активные примеси (водяной пар, а возможно, и углекислый газ), в значительной мере выпадая из оборота атмосферной циркуляции.
Будет ли на Земле в будущем нестерпимая жара сменяться почти абсолютным холодом или же будет преобладать холодный ледниковый климат, должны показать расчеты. К тому времени могут сильно измениться и другие климатообразующие факторы, например химический состав атмосферы. Ясно одно, что при прочих равных условиях многократное замедление вращения Земли создаст на ней климат, крайне затруднительный для существования жизни в ее современных формах.
---------------------- w
Часть II
ИСТОРИЯ
КЛИМАТА

Глава 6.	Докембрий
§ 6.1. Климатический тренд докембрия
В докембрии, охватывающем около 7/в всей продолжительности существования нашей планеты, произошли существенные события в эволюции Земли, которые определили ее дальнейший ход или наложили на нее глубокий отпечаток. К таким событиям можно отнести завершение формирования Земли из планетезималей, разогревание ее недр и формирование ядра, приведшие к активным проявлениям магматизма (и, в частности, вулканизма); дегазацию мантии и образование земной коры, атмосферы и гидросферы. За этот же период возникли первые организмы, в атмосфере впервые появился в заметных количествах и стал накапливаться кислород. К сожалению, об этом самом далеком от нас отрезке истории Земли даже сейчас имеется очень мало фактических сведений. Поэтому картину докембрийского климата и общие тенденции его изменения можно нарисовать лишь очень схематично.
Следует, прежде всего, подчеркнуть, что характерной чертой климата Земли во все времена была его широтная зональность. Ее наличие обусловлено доминирующей ролью притока солнечного тепла по сравнению с другими источниками, шарообразностью Земли и малым наклоном ее экватора к эклиптике. Для фанерозоя имеется целый ряд прямых свидетельств существования ярко выраженной широтной зональности. Наиболее убедительным является факт обнаружения аридных и гумидных зон во всех геологических периодах, начиная с ордовика. Далее,
I I	Т? "Ws
(а 182 ~ ~	Глава 6. Докембрий
смена сезонов года могла происходить лишь при наличии широтной зональности; поэтому многочисленные находки ископаемых организмов с годичными кольцами роста и осадочных пород с годичными слоями красноречиво указывают на наличие широтной зональности.
По-видимому, следует считать, что зональность имела место и на первых этапах существования Земли. Мало того, она должна была быть в то время гораздо более резко выраженной, чем сейчас, так как масса атмосферы была малой, и, следовательно, циркуляция не могла создавать эффективного выравнивания широтных контрастов; к тому же, как мы видели в § 5.3, наклон оси Был меньше, а скорость вращения больше, чем в настоящее время.
На последних стадиях формирования Земли, когда она уже имела массу, достаточную для удержания почти всех газов, бомбардировка ее поверхности мелкими планетезималями и метеоритами все еще продолжалась. Это привело, с одной стороны, к тому, что поверхность Земли приобрела метеоритный рельеф, напоминающий современный лунный; ее самый верхний слой был сложен рыхлыми породами, подобными лунному реголиту. С другой стороны, такие соударения привели к значительным локальным повышениям температуры и разложению недостаточно стойких соединений с образованием таким образом тонкой примитивной атмосферы. Поскольку эта атмосфера имела ничтожную массу, температурные условия на поверхности Земли должны были полностью определяться лучистым равновесием, т. е. равновесием между поступающей солнечной энергией ф Лучистой энергией, излучаемой поверхностью в космическое пространство.	.
Было рассчитано мгновенное распределение температур лу-чисФого равновесия; поверхности Земли в момент, когда ойа находится в афелий. При расчетах принималось; что светиМость Солнца равнялась современной, наклон оси вращения' составлял 10°. Альбедо принималось независимым от угла паДёния луч^й и равным 0,07 (современное альбедо Луны).. Излучательная способность земного реголита (степень его отклонения от абсб’-лютно черного тела) была принята приблизительно равной излучательной способности* базальта' (0,95)1 Кроме тбгр, считалась, что геотермический поток к поверхности близок современному (50 эрг/см2-с). Теплопроводность земного реголита (;Не учитывалась. Оказалось^ что в афелии температура поверхностр В подсолнечной точке равна 117° С, а на ночной стороне ЗемЛй -—242° С, т. е. перепад температуры- составляет околр 360°. Бблыпая часть этого перепада сосредоточена вблизи термина* тора, где градиент температуры на .протяженииДболее 3 тыс. ‘км составляет 8—12° на 100 км; .	* • * ’ • - 
§ 6.1. Климатический тренд докембрия
183
Уже первые порции вулканических газов, выброшенные из недр Земли, могли существенно нарушить лучистое равновесие и изменить значения температуры. В пределах вычисленных выше температур лучистого равновесия (от 31 до 390 К) газы, присутствовавшие сначала в очень небольших количествах,
Рис. 6.1. Диаграммы сферы.
состояния газов докембрийской и современной атмо*
могли находиться и в парообразном, и во льдообразном состоянии (рис. 6.1). Значит, при смене дня и ночи на Земле уже могли происходить фазовые превращения с выделением и поглощением тепла и смягчением контрастов температуры в области терминатора. Кроме того, раз могли образовываться ледяные облака из водяного пара, аммиака, углекислого газа и сероводорода, то, естественно, увеличивалось альбедо. В результате температура утром повышалась, а вечером падала не так резко. Поскольку водяной пар составлял основную часть вулканических эксгаляций, а его тройная точка в рассматриваемом диапазоне температур лежит при наиболее низком парциальном давлении по сравнению с остальными газами, входившими в состав первичной атмосферы, он начинал конденсироваться первым. Облаков становилось больше, и они
184
Глава 6. Докембрий
оказывались более мощными, еще больше увеличивая тем самым альбедо.
Сначала эти эффекты были не очень существенными, но с течением времени газы атмосферы стали поглощать заметную долю коротковолновой солнечной радиации. Основными поглощающими солнечную радиацию газами были, как и сейчас, водяной пар и углекислый газ (и, возможно, тогда играл существенную роль также аммиак). Согласно эмпирическим данным (например, по формуле Мюгге и Мёллера), с увеличением содержания водяного пара на порядок доля поглощенной солнечной энергии удваивается. настоящее время водяной пар поглощает около 10%,солнечной энергии, поступающей на верхнюю границу атмосферы. По-видимому, с того момента, когда начались конденсация водяного пара и образование гидросферы, общее количество водяного пара в атмосфере стало изменяться медленней, тогда как до этого момента он довольно быстро накапливался в атмосфере.
Особенности поглощательных свойств этих газов создают, кроме того, тепличный эффект. На рис. 6.2 показаны спектры излучения Солнца и земной поверхности, а также функции поглощения различных газов, находящихся в современной атмосфере. Конечно, при отличном от современного содержании газов функции поглощения будут выглядеть по-иному. Однако это не меняет общих выводов о наличии тепличного эффекта в докембрии и подтверждает вывод о постепенном нарастании его эффективности.
Из рис. 6.2 видно, что, с одной стороны, спектры солнечного и земного излучения практически не перекрываются, а с другой стороны, что наиболее важные поглотители лучистой энергии — водяной пар и углекислый газ — относительно слабо поглощают солнечную радиацию и сильно поглощают земное излучение. Поскольку часть тепла излучается этими газами обратно, в направлении к поверхности, то температура последней существенно возрастает.
Таким образом, средняя температура поверхности планеты и атмосферы в начальный период докембрия повышалась, а суточная амплитуда, наоборот, уменьшалась. Увеличение массы -- атмосферы, ее глубины, а также большой вертикальный градиент температуры приводили к возникновению в нижнем слое конвективных движений, которые в значительной мере уменьшали этот вертикальный градиент, обусловливая заметное отклонение от лучистого равновесия.
Увеличение массы атмосферы и приливное замедление собственного вращения Земли привели к тому, что значительные г количества тепла стали переноситься и в горизонтальном направлении. Это также внесло вклад в отклонение от лучистого
§6.1. Климатический тренд докембрия
185
равновесия и в то же время ослабило широтную зональность климата. Ослаблению последней, как упоминалось ранее, способствовало и увеличение наклона оси вращения.
Тепловая инерция атмосферы обусловливается, с одной стороны, свойствами газов, ее составляющих, а с другой — ее массой. Грубым показателем тепловой инерции данного газа может
Рнс. 6.2. Безразмерные спектры солнечного н земного излучения (а) и функции поглощения газов, входящих в состав современной атмосферы (б).
служить отношение его теплоемкости, скажем, к молекулярной теплопроводности. Если принять это отношение для воздуха за единицу, то для углекислого газа оно составит 1,45, а для метана— 1,695. Однако этот показатель может иметь смысл лишь до тех пор, пока масса атмосферы мала. Основным фактором увеличения тепловой инерции атмосферы является ее растущая масса. Благодаря наличию тепловой инерции существенно сглаживаются любые температурные контрасты как между дневным и ночным полушариями, так и между высокими и низкими широтами. '	. .
- .M’Uih J - 1Д
186	Глава 6. Докембрш
Таким образом, в начальный период докембрия вследствие постепенного увеличения массы атмосферы, а также в резуль тате увеличения наклона оси вращения Земли и замедления ее вращения происходили ослабление широтной зональности кли мата, уход от лучистого равновесия, рост тепловой инерции атмосферы и тепличного эффекта.
Вместе с этими монотонными изменениями климатообразующих факторов происходили также изменения колебательного характера. Прежде всего, парниковый эффект создается не только содержанием водяного пара, ио и углекислым газом. Первоначально его содержите увеличивалось постепенно, но затем, когда он стал">поступать в атмосферу (прежде всего, во время тектоно-магматических эпох) и начал действовать механизм, удаляющий углекислый газ из атмосферы, его содержание могло колебаться. Следовательно, могла существенно колебаться и температура. Выше мы видели, что удаление углекислого газа из атмосферы в течение фанерозоя происходило неравномерно, о чем свидетельствует неодинаковый объем карбонатных отложений в различные периоды. При столь существенных изменениях, безусловно, должны были происходить постоянные нарушения равновесия, и содержание углекислого газа в атмосфере должно было колебаться. Очевидно, что подобные колебания его содержания могли происходить и в докембрии.
С образованием гидросферы, сначала в виде обособленных сравнительно мелких бассейнов, континентальность климата должна была уменьшаться. Первоначально она уменьшалась довольно быстро, поскольку быстро росла площадь океанов, но затем, при приближении границ океана к срединно-океаническим хребтам, она стала уменьшаться медленнее. В среднем и верхнем протерозое континентальность могла колебаться.
В это время уже стал сказываться рост континентальной коры.
Колебания континентальности происходили и по другим причинам. Континентальность климата планеты в целом зависит не только от соотношения поверхностей океана и суши, но и от того, как и в каких районах земного шара располагаются континенты. Если континенты представляют собой сравнительно небольшие платформы, разбросанные по поверхности земного шара, то общая континентальность, естественно, будет значительно меньше, чем в том случае, если континенты сплачиваются и образуют один или несколько массивов, таких, например, как Пангея или Гондвана. Если такие обширные массивы суши в результате континентального дрейфа попадают в полярные районы, то это может привести к обширным и длительным оледенениям.
§ 6.2. Методы палеоклиматических реконструкций
187
Особенно благоприятные условия для таких ситуаций возникали в эпохи одноячейковой конвекции в мантии Земли (см. гл. 3). В эти эпохи в мантии имелся один полюс опускания и один полюс подъема. Течения в астеносфере были направлены к одной точке (полюсу опускания), и в результате все континенты сгруживались в одном полушарии, образуя единый массив суши. Так могла образоваться Мегагея нижнего рифея или Гондвана венда и палеозоя. В эти эпохи равновесное положение одного из полюсов вращения приходилось на прилегающие к краю континента области океана. Это значит, что источники влаги имелись в непосредственной близости от районов суши, где мог накапливаться лед. Оледенения подобного рода могли происходить в докембрии неоднократно.
§ 6.2. Методы палеоклиматических реконструкций	*
В отличие от климатолога, который исследует современный климат и имеет в своем распоряжении прямые измерения характеристических величин, палеоклиматологу приходится иметь дело главным образом с косвенными и качественными палео-климатическими индикаторами, имеющими самую различную природу. К ним относятся, например, разнообразные палеонтологические и палеоботанические признаки. Для наиболее древних геологических периодов такими индикаторами служат преимущественно, а иногда и исключительно, осадочные горные породы, поскольку либо в те времена не существовало органической жизни, либо органические останки не сохранились до наших дней.
Знание химического состава, физических свойств, структуры и текстуры осадочных горных пород и особенностей их залегания позволяет в какой-то мере восстановить климатические условия во время их образования.
Такая реконструкция, однако, связана со многими трудностями, так как зачастую при образовании горных пород наряду с климатическими важную роль могут играть и другие факторы. Так, большое значение имеют тектонический режим и локальный рельеф местности, петрографический состав исходных горных пород и т. п. Необходимо учитывать также, что характер литогенеза со временем изменялся, поскольку изменялись химический состав взаимодействующих оболочек Земли и физические условия. Известно, например, что при существовавших в архее и протерозое условиях гораздо легче выпадали в осадок карбонаты, богатые магнием, т. е. доломиты, а не кальциты. В связи с этим роль доломитовых отложений как па-Леоклцмзтщщских индикаторов с течением времени изменялась.
188
Глава 6. Докембрий
Можно привести и другие примеры изменения оценки того или иного палеоклимэтического индикатора.
Все косвенные индикаторы, взятые каждый в отдельности, как правило, не позволяют сделать какие-либо однозначные выводы. Но в сочетании друг с другом они становятся мощным средством в руках палеоклиматолога. Другим важным условием успеха исследования является массовый характер анализируемых палеоклиматических индикаторов. Исследователю приходится сначала крупица за крупицей собирать факты, а затем их тщательно просеивать, оставляя лишь немногие, которые недвусмысленно рассказывают о климатических условиях в прошлом.	,
Качественные палеоклиматические индикаторы хорошо описаны в целом ряде работ [70, 74, 270]. Что касается осадочных горных пород, то основным, что делает их палеоклиматическими индикаторами, является различие между химическим и физическим выветриванием и их интенсивностью в различных климатических условиях.
К индикаторам влажного климата относятся продукты глубокого химического выветривания пород суши. Это широко распространенные белые глинистые осадки — каолин, продукт химического выветривания богатых полевым шпатом пород, это бескарбонатные (латеритные) красноцветы, алюминиевые руды бокситы, некоторые железные и марганцевые руды. Высокая влажность среды необходима и для образования каменных углей.
Индикаторами сухого (аридного) климата служат, прежде всего, эвапориты, осаждающиеся из растворов в условиях сильного испарения. К ним можно отнести доломиты (их роль как показателей сухости со временем возрастает), ангидриты и гипсы, калийную и каменную соли. Об аридных условиях свидетельствуют также карбонатные красноцветы (продукты выветривания, бедные кремнеземом и окрашенные окислами железа) и лёссы. Последние образуются в условиях прохладных или даже холодных степей, занимавших обширные пространства в соседстве- с покровными ледниками.
Теплому климату свойственны упоминавшиеся выше эвапориты, красноцветы, морские известняки, в том числе и органического происхождения — останки кораллов и других выделяющих известь рифообразующих организмов. Бокситы и каолин, которые являются показателями влажного климата, одновре-J менно свидетельствуют и о теплом климате. В то же время та-1 кой показатель влажности, как каменный уголь, может говорить* и о теплом, и об умеренном или даже прохладном климате.
В условиях холодного климата физическое выветривание преобладает над химическим, Поэтому наличие в отложениях
§ 6.2. Методы палеоклиматических реконструкций	189
легко выветривающихся минералов, подобных полевому шпату, является признаком холодного климата. Индикаторами холодного климата могут служить многолетнемерзлые грунты и широко распространенные грубообломочные массы. Упоминавшийся выше лёсс — также индикатор холодного климата.
Среди показателей холодного климата прошлого особое место занимают ледниковые отложения — морены, сложенные валунными суглинками или валунными мергелями. Для состава моренных отложений типичен составляющий их основу крайне тонкозернистый глинистый материал, содержащий примесь песка, гравия, щебня и крупных обломков угловатой формы. Для них характерна несортированность, беспорядочность расположения материала, полное отсутствие или очень слабая слоистость, наличие полированных, а также штрихованных валунов. Для диагностики ледниковых отложений, обязанных своим происхождением четвертичным оледенениям, очень важно наличие особого моренного ландшафта — холмов и бугров неправильной формы или валов с котловинами между ними, которые нередко заняты озерами или заболочены.
Что касается ледниковых отложений более древних ледниковых эпох (потому, как правило, погребенных под огромными толщами осадочных пород последующих геологических периодов), то распознать их значительно труднее. Это связано, в частности, с тем, что они сильнее разрушены за долгое послеледниковое время, а их палеорельеф скрыт от наших глаз. Наконец, подвергаясь сильному давлению лежащих выше толщ, а иногда и действию более высоких температур, они становятся метаморфизованными. Для этих более древних ледниковых отложений, определявшихся как литифицированные морены, А. Пенк [256] предложил термин тиллиты.
Ледниковое происхождение многих тиллитов, описанных в геологической литературе, часто подвергалось и подвергается сомнению. Такие сомнения не лишены оснований, поскольку очень похожие отложения могут образоваться в результате совсем иных процессов, нежели деятельность ледников. Например, они могут быть вызваны подводными оползнями или деятельностью мутьевых потоков. Однако недоверие к этому типу отложений, как к индикаторам ледниковых эпох, было связано в основном с недостаточно четким определением понятия тиллитов или же с тем, что при их диагностике учитывались лишь немногие черты, описываемые определением.
В настоящее время опасность принять за тиллиты отложения неледникового происхождения существенно уменьшилась, так как в последнее время появился целый ряд исследований (в том числе резко критических), посвященных тиллитам. Н. М. Чумаков [84] в своей работе по докембрийским леднико
190
Глава 6. Докембрий
вым отложениям дал определения и сделал, по-видимому, наиболее полный разбор структурных, текстурных, минералого-петрографических и формационных признаков тиллитов.
Надежно распознать тиллиты позволяет лишь комплекс нескольких (а не двух-трех) характерных и типично проявляющихся признаков. Такими признаками, по Н. М. Чумакову, являются: «.. .порфиро-кластическая структура; полимодальный гранулометрический состав; плохая сортировка; большие и эрратические обломки; отторженцы; разная, но, в общем, слабая обработка материала; следы длительной абразивной обработки в фиксированном положении (продольная, субпараллельная, разновеликая штриховки и шрамы, вторичные наложенные грани); гетерогенный незрелый минералогический состав; неслоистая или плохослоистая текстура; многие гляциодинамиче-ские текстуры; экзарационное скальное ложе (штриховка, полировка, борозды, „бараньи лбы“, „курчавые скалы", зарубки) или следы динамического воздействия на осадочное ложе (гля-циодинамические контактные зоны, гляциопротрузии, гляцио-дислокации, ложбины выпахивания, чешуйчатые морены); распространение и гомогенность на значительных площадях; приуроченность к определенным стратиграфическим уровням; равнинный палеорельеф; определенный парагенез (с варвами, грубыми потоковыми флювиогляциальными песчаниками и конгломератами, эоловыми песками и лёссами, вкрапленными камнями, „венчающими" карбонатными породами, псевдоморфозами по ледниковым клиньям и полигонам, криотурбациями, структурными грунтами, глендонитами); закономерное место в горизонтальных формационных рядах».
Если отложения обладают указанными признаками, то их ледниковое происхождение не подлежит сомнению, и они являются тиллитами. Тиллитоподобные породы, ледниковое происхождение которых не установлено, но возможно, называются тиллоидами. Те или иные отложения могут быть причислены к тиллоидам либо из-за недостаточной изученности, либо вследствие таких объективных причин, как плохая обнаженность в разрезе или плохая сохранность. Наконец, для отложений, сходных с тиллитами, но имеющих явно неледниковое происхождение, вводится специальный термин — псевдотиллит.
В табл. 6.1 показана классификация тиллитов и сходных с ними пород. Тиллиты подразделяются на отложенные непосредственно ледником, или ортотиллиты, и отложенные через воду, или акватиллиты. По своему происхождению ортотиллиты могут представлять собой основную, или донную, морену, конечную морену или абляционную морену, которая обычно покрывает донную морену в результате таяния ледника. Акватил-диты представляют собой подводные морены, образующиеся
Таблица 6.1
КЛАССИФИКАЦИЯ ТИЛЛИТОВ И МОРФОЛОГИЧЕСКИ СХОДНЫХ ПОРОД И ИХ ПРОИСХОЖДЕНИЕ [84]
Ледниковые существенно неслоистые (моренные) отложения	Частично ледниковые, частично водные отложения	Неледниковые отложения и образования	Образования неясного генезиса
Тиллиты
Классифи-	Псевдотиллиты Тиллоиды
; кацня	Отложенные	Отложенные
ледниками	через воду
•„ ' '3	ортотиллиты	акватиллиты
	Основные морены		Подводные морены	Айсберговые отложения	Ледовые Подводнооползневые
				Подводногрязевые
Происхож-	Конечные морены			Элювиальные
дение				Коллювиальные
	Абляционные морены	Мариногляциальные отложения		Пролювиальные Вулканогенные
				Тектонические
192
Глава 6. Докембрий
в результате сползания ледника ниже уреза воды. Вместе с айсберговыми отложениями они составляют группу так называемых мариногляциальных отложений. В зависимости от генезиса псевдотиллиты разделяются на ледовые, подводнооползневые и подводногрязевые, элювиальные (образовавшиеся в результате выветривания, но не перемещенные в пространстве), коллювиальные (образовавшиеся вследствие осыпей), пролювиальные (образовавшиеся в результате выноса материала горными потоками, растекающимися по предгорным равнинам), вулканогенные и тектонические.
Совершенно очевидно, что для изучения древних оледенений (в частности, для установления их возраста, продолжительности и территориального1 распространения) могут оказаться полезными и исследования псевдотиллитов. В особенности важны в этом смысле ледовые псевдотиллиты, а также возникшие в результате переотложения ледниковых морен оползнями или грязевыми потоками. Первые говорят о климате, который может быть связан с оледенением в пространстве или во времени. Вторые могут считаться свидетелями близкого оледенения того же возраста или более древнего. Ни в коем случае нельзя умалять и значения тиллоидов, так как, будучи исследованы комплексно и на значительных территориях, они при определенных условиях могут быть признаны либо тиллитами, либо определенного типа псевдотиллитами.
К интерпретации палеонтологических и палеоботанических признаков следует подходить еще осторожней, чем в случае геологических. Это связано, прежде всего, с худшей сохраняемостью органических ископаемых. Кроме того, к оценке климатических условий, существовавших при жизни того или иного ископаемого, мы вынужденно подходим с точки зрения экологии современного и, как нам кажется, родственного вида, т. е. используем принцип актуализма, введенный еще в XVIII в. Дж. Геттоном. При этом мы отлично сознаем, что экология видов в ходе эволюции могла меняться в совсем ином темпе, нежели морфологические признаки. Иными словами, наши представления об экологии ископаемых еще весьма и весьма ограничены. Именно поэтому многие исследователи отдают предпочтение литологическим индикаторам, как наиболее объективным. Кроме того, и плохая сохраняемость органических останков, и плохое знание палеоэкологии ограничивают эффективное применение этих признаков в основном фанерозоем. Тем не менее в сочетании с другими признаками палеонтологические и палеоботанические индикаторы играют важную роль в характеристике палеоклимата.
Важный принцип применения этих индикаторов состоит в том, что наиболее репрезентативными ископаемыми организ
§ 6.2. Методы палеоклиматических реконструкций	193
мами являются те, которые при жизни были более тесно связаны с окружающей средой и зависели от нее. Поэтому, например, растения, в общем, более показательны, чем животные, а среди последних наиболее показательны менее организованные виды.
Само наличие останков или отпечатков растений в древних отложениях является свидетельством благоприятных климатических условий, говорит о теплом климате. В теплом климате должно существовать большое разнообразие видов растений, особенно древесных. Например, флора Южной Америки насчитывает 40 000 видов растений, флора Средней Европы имеет уже 1100 видов, а в северной части Советского Союза насчитывается всего 250—300 видов растений [70]. Участок влажного тропического леса площадью в 2 га на п-ове Малайя насчитывает более 200 видов одних только деревьев, тогда как такой же участок леса на северо-востоке США (Новая Англия) имеет всего 10 видов.
О теплом климате может свидетельствовать наличие некоторых определенных видов растений, например пальм, вечнозеленых деревьев. Растения, обитающие в условиях теплого климата, имеют крупные, как правило, цельнокрайние листья. Показателями холодного климата обычно являются хвойные деревья или мелколистные кустарники и травы при отсутствии деревьев вообще. Холодолюбивость некоторых ископаемых растений может быть установлена только с помощью других, например литологических, признаков. Такова гондванская флора с папоротниками глоссоптерис, гангамоптерис и др., которая встречается с типичными ледниковыми отложениями. Имеются также палеоботанические признаки сухого и влажного климатов. Примерами могут служить малые размеры или редукция листьев в сухих зонах, кончики-капельницы для стекания излишней влаги с листьев во влажных зонах.
Весьма действенным является так называемый споровопыльцевой анализ, что объясняется обычно хорошей сохраняемостью спор и пыльцы растений. Он хорош особенно тем, что обычно дает представление о целом растительном комплексе, господствовавшем в прошлом в данной местности. Некоторым недостатком этого метода является то обстоятельство, что пыльца и споры могут переноситься на огромные расстояния ветрами, господствующими в атмосфере. Но, с одной стороны, из комплекса можно легко исключить чуждые действительным климатическим условиям пыльцу и споры. А, с другой стороны, именно это делает спорово-пыльцевой анализ перспективным (в том случае, когда другими средствами установлен район-источник принесенной пыльцы) в анализе атмосферной палеоциркуляции.
7 Заказ № 1742
Я94
Глава 6. Докембрий
Что касается палеонтологических признаков, то, как уже упоминалось, чем теснее организмы связаны с окружающей средой, тем лучшими индикаторами климата они являются. Так же, как и в случае растений, разнообразие видов животных говорит о теплых климатических условиях, тогда как бедность видами свидетельствует о холодном климате. Так например, по Л. С. Бергу, во всех реках СССР насчитывается немногим более 300 видов рыб, тогда как в одном только бассейне р. Конго имеется 3200 видов. Если фауна северных морей состоит из 400—1200 видов, то фауна Средиземного моря имеет уже 8000 видов, а в Индонезийских морях известно около 40 000 видов. В 300-мильном квадрате тропического леса Панамы и Коста-Рики насчитывается 500—600 видов птиц, а во всех широколиственных лесах Северной Америки их более чем в 4 раза меньше.
Распространение и разнообразие холоднокровных 1 и теплокровных животных по-разному зависят от климата. Обилие холоднокровных животных на всех географических широтах может служить признаком слабо выраженной широтной зональности климата и незначительных сезонных и суточных колебаний. Наоборот, узкий ареал их распространения говорит о существенной широтной зональности. В теплом климате должно существовать больше холоднокровных животных (например, крупных рептилий) и низших теплокровных животных.
О том, к каким изменениям наших представлений о палеоклимате могут привести новые факты по физиологии и экологии ископаемых организмов, свидетельствует следующий пример. До недавнего времени считалось, что динозавры, возникшие в конце триаса и господствовавшие в животном мире вплоть до конца мела, были холоднокровными. Сейчас появились убедительные свидетельства того, что они были теплокровными животными [104].
Одним из таких свидетельств является строение костной ткани динозавров. Теплокровные животные имеют в 10—30 раз больший энергетический бюджет на единицу веса, чем холоднокровные животные такого же размера. Обеспечивают высокую скорость потока энергии и обмена веществ многочисленные пронизывающие костную ткань кровеносные сосуды и гаверсовы каналы (в последних происходит быстрый фосфат-кальциевый обмен, жизненно важный для деятельности мышц и нервной ткани). У холоднокровных животных нет необходимости в быстром обмене энергией. Поэтому их кости содержат мало кровеносных сосудов и гаверсовых каналов. Оказалось, что кости
1 Под холоднокровными животными понимаются такие, у которых полностью отсутствует или имеется весьма ограниченная терморегуляция.
ЗД1 V
§ 6.2. Методы палеоклиматических реконструкций	195
динозавров — а это главное, что от них сохранилось! — имеют характерные признаки теплокровных животных.
Другим свидетельством теплокровности динозавров является отношение массы хищных динозавров к массе их жертв. Благодаря более интенсивному обмену энергией и веществом теплокровные хищные животные нуждаются в пище больше на порядок массы, чем холоднокровные животные. Поэтому в равновесных популяциях отношение массы хищников к массе жертв для теплокровных животных должно быть на порядок меньше по сравнению с холоднокровными. В древних отложениях одного возраста иногда встречаются многочисленные ископаемые останки животных, образовывавших некогда целые взаимосвязанные сообщества. В таких случаях можно приближенно подсчитать отношение массы хищников к массе их жертв. Если для современных теплокровных хищников это отношение составляет 3—5%, то для холоднокровных оно доходит до 35—60%. В ископаемых сообществах динозавров, обнаруженных почти на всех континентах, это отношение составляет всего 1—3%, свидетельствуя тем самым о теплокровности динозавров.  Находки костей хищных динозавров чрезвычайно редки.
Палеоклиматические следствия очевидны. Ранее на основании широкого распространения динозавров делался вывод о равномерно теплом климате на всем земном шаре. Теперь же такого вывода об отсутствии зональности климата, конечно, сделать нельзя. Теплокровные динозавры, вероятно, имели волосяные покровы и гораздо меньше зависели от окружающей их среды, чем, например, холоднокровные рептилии, поэтому они вполне могли жить в районах с холодным климатом, так что находки их костей в полярных районах того времени вовсе не означают, что в этих районах тогда было тепло.
Важным признаком условий внешней среды является размер животного. Например, существует так называемое правило Бергмана, согласно которому теплокровные животные близких видов имеют тем большие размеры, чем холоднее климат, в котором они живут. В жарком климате эти животные должны больше отдавать тепла через поверхность тела, а в холодном климате они должны терять его как можно меньше. Это значит, что отношение поверхности тела к объему в тропиках должно быть больше (следовательно, размер животного должен быть меньше), а в холодных районах — меньше (а размер больше). Холоднокровные животные достигают особенно больших размеров в теплом климате. Большая поверхность тела позволяет им использовать большее количество солнечного тепла в течение светлого времени дня, ночью же они избегают больших
7*
196
Глава 6. Докембрий
теплопотерь, заползая в норы. Свидетелями теплого климата являются и крупные насекомые. О благоприятных климатических условиях говорят и моллюски ципреи, которые в настоящее время встречаются в тропических и субтропических водах океанов. Все известьвыделяющие организмы, как строящие раковины (например, фораминиферы — фузулины, нуммулиты), так и рифообразующие, нуждаются в большом количестве извести, а значит, они обитали в теплых морях, где верхний слой воды пересыщен известью.
В холодном климате холоднокровные животные или не встречаются вовсе, или же %х количество очень ограничено. Находки костей холоднокровных животных с кольцами роста (подобными древесным кольцам) говорят о палеоклимате умеренных широт с резкой сменой сезонов, которая влияет на физиологию этих животных. О холодном климате говорят, например, карликовые виды насекомых, преобладание прямокрылых насекомых и целый ряд других признаков. Выводы, полученные на основе палеонтологических признаков, становятся особенно надежными, когда они опираются на находки целых сообществ животных. Так, ископаемые животные, характерные для современных тундр и найденные в лёссовых отложениях, свидетельствуют о холодном климате.
Выше рассмотрены различные косвенные индикаторы (литологические, палеоботанические и палеонтологические), рассказывающие палеоклиматологу о двух наиболее важных элементах климата: температуре и влажности. Весьма интересны и разнообразны индикаторы и других особенностей климата, таких как ветер, течения, солнечное сияние и т. п.
Так, индикатором силы и направления ветра может служить наличие большого количества поваленных ископаемых деревьев, величина и ориентация так называемой ископаемой эоловой ряби. Ископаемая рябь может рассказать и о силе и направлении морских течений. Иногда обнаруживаются обширные пласты отложений с обилием ростров белемнитов, ориентированных в одну и ту же сторону. Падавшие на дно раковины этих моллюсков под действием достаточно сильного течения поворачивались примерно в одну сторону. Установлено, что плоскоспиральные раковины аммонитов юры и мела также разворачивались течением преимущественно в одну сторону и принимали наиболее устойчивое положение, становясь хорошими индикаторами палеотечений.
Кроме качественных индикаторов палеоклиматов в настоящее время используется и количественный, так называемый палеотемпературный метод. Этот метод был создан в конце 40-х годов этого столетия Г. Юри, который установил, что равновесие между содержанием изотопов кислорода О16 и О18
с
§ 6.2. Методы палеоклиматических реконструкций
197
в карбонатных ионах и в воде, описываемое, например, соотношением
СО|6 + ЗН2О18 соГ + ЗН2О16,
зависит от температуры воды. Это равновесие всегда смещено вправо, и карбонатные ионы несколько обогащены тяжелым изотопом кислорода по сравнению с водой. Так, при 0°С отношение изотопов О18/О16 в воде равно ’/soo, а в карбонатах оно составляет 1,о26/5оо- Однако самое существенное состоит в том, что это обогащение карбонатов тяжелым изотопом кислорода с повышением температуры уменьшается: при 25° С это отношение равно уже 1>О22/5оо- Организмы, строящие раковины, берут из раствора карбонатные ионы, в которых отношение изотопов кислорода соответствует температуре воды. После гибели организма его раковина (или скелет) захороняется в осадках, и отношение изотопов остается неизменным в течение долгой геологической истории вплоть до наших дней. Так в руках ученых оказался настоящий геологический термометр.
Однако прежде чем были проведены первые палеотемпера- ; турные анализы, пришлось решить немало сложных технических и методических проблем. Изменение температуры на 1° С изменяет атомный вес кислорода в карбонатах всего лишь на 0,000 000 7 атомной единицы. Это означает, что для анализа было необходимо создать очень точные масс-спектрометры. Самой трудной, по словам Г. Юри, была проблема создания эмпирической температурной шкалы, с помощью которой нужно было проверить и дополнить теоретические расчеты. Было построено несколько эмпирических палеотемпературных шкал, связывающих с температурой измеряемую непосредственно величину 6О18, находимую по формуле
6О18 = -5—5»_-1000, Яо
где 7? — отношение СО16О18/СО216 в исследуемом образце, a Ro—	а
в некотором эталонном карбонате.
В 1950 г. Г. Юри вместе с сотрудниками смог впервые провести изотопный анализ на ископаемом материале. Нельзя, конечно, считать, что все проблемы, связанные с применением палеотемпературного изотопного метода, решены. Пока еще этот метод имеет определенные ограничения, и поэтому необходимо всегда иметь это в виду при интерпретации его результатов. Оказалось, например, что не все организмы, строящие из известняка раковины, отбирают из воды ионы карбонатов в таком отношении, в каком они содержатся в морской воде. Поэтому результаты, получаемые для одного и того же слоя отложений, но по раковинам разных моллюсков, не тождественны.
198
Глава 6. Докембрий
Далее, оказалось, что палеотемпературный метод чувствителен к изменениям не только температуры, но и солености. Распрес-нение вод приводит к такому же эффекту, что и повышение температуры, тогда как осолонение вод вызывает такое же изменение отношения изотопов кислорода, что и понижение температуры вод. Наконец, неопределенность связана еще и с тем, что мы не знаем, было ли отношение изотопов кислорода в древних океанских водах таким же, как в настоящее время, или нет.
Это, безусловно, не умаляет значения палеотемпературного метода среди других методов реконструкции палеоклиматиче-ских условий. Он остается единственным количественным методом, позволяющим заглянуть в глубь земной истории вплоть до середины палеозойской эры.
§ 6.3. Тиллиты иижнего протерозоя
Одними из самых выдающихся климатических событий в истории Земли были, безусловно, ледниковые периоды, характеризовавшиеся появлением континентальных ледниковых щитов (в настоящее время такие щиты покрывают Антарктиду и Гренландию), после которых остались обширные площади тиллитов, а также следы экзарации.
Уже отмечалось, что геологи обнаружили большое количество тиллитов, которые относятся как к фанерозою, так и к докембрию. В настоящее время известно и описано в литературе около 300 докембрийских тиллитов и тиллоидов. Из этого числа 25—30% составляют тиллиты, которые имеются на всех континентах, включая Антарктиду. В стратиграфическом отношении все тиллиты, как показал Н. М. Чумаков [84], группируются в определенных горизонтах, которые вместе с разделяющими их перерывами с неледниковыми отложениями образуют более крупные ледниковые комплексы. Н. М. Чумаков называет промежуток времени, которому соответствует тот или иной ледниковый горизонт, ледниковым периодом. Ледниковые периоды объединяются им в ледниковые эры, которые отвечают ледниковым комплексам.
Наиболее древним является, по-видимому, нижнепротерозойский комплекс, который имеет три или даже четыре ледниковых горизонта. Соответственно самой первой достоверно установленной ледниковой эрой, состоящей из 3—4 ледниковых периодов, является нижнепротерозойская. В более древних, чем нижний протерозой, геологических эонах (архей) до настоящего времени обнаружены лишь отдельные тиллоиды.
На рис. 6.3, заимствованном у Н. М. Чумакова, показано распределение тиллитов и тиллоидов, имеющих нижнепроте
§ 6.3. Тиллиты нижнего протерозоя	199
розойский возраст. Наиболее яркими представителями нижнепротерозойских тиллитов являются тиллиты в свите Гоуганда (Gowganda) в нижней части серии Кобальт Гуронской надсерии на юго-востоке Канадского щита. Мощность свиты, как и мощность тиллитов в ней, увеличивается с севера на юг, от центральных районов щита к его южной окраине. В районе г. Кобальт в 400 км к северу от оз. Гурон свита Гоуганда имеет мощность 150—900 м, а на северном берегу озера Гурон — 500—3000 м. Тиллиты в свите переслоены окаменевшими глинами-аргиллитами и аркозовыми песчаниками 1 (гранитного состава); конгломераты в тиллитах лишены какой-либо сортировки, содержат валуны специфических форм — утюгообразные и «дропстоны», сопровождаются ленточными глинистыми сланцами с отдельными валунами и в ряде случаев лежат на исштрихованном ложе. Их ледниковое происхождение не вызывает сомнений. Более того, упомянутая переслоенность свидетельствует о неоднократных отступаниях и наступаниях ледников внутри гоугандского ледникового периода. Ниже серии Кобальт в Гуронской надсерии имеются еще слои конгломератов, которые имеют облик тиллитов. Это, во-первых, свита Брюс (мощностью от 60 до 600 м) серии Квирк-Лейк и, во-вторых, лежащая еще ниже свита Рамсей-Лейк (вертикальной мощностью около 200 м) серии Хуг-Лейк. Вся эта сложная многослойная структура свидетельствует, по-видимому, о перемежаемости ледниковых периодов того времени. Возраст тиллитов свиты Гоуганда, определенный изохронным Rb—Sr методом, составляет примерно 2,3 млрд. лет. Возраст тиллитов двух нижних горизонтов (Брюс, Рамсей-Лейк) заключен, по-видимому, между 2,3 и 2,5 млрд. лет.
Кроме этих тиллитов, в Северной Америке к нижнему протерозою относятся многие другие, сходные с ледниковыми отложения. Это тиллоиды Фери-Крик, Рини-Крик и конгломераты Доре в «группе» Чоколаи серии Анимики на берегах оз. Верхнего, «группа» Шибугамо в центральной части провинции Квебек (Канада), тиллоиды свиты Падлей и толщи Монтгомери-Лейк в области, прилегающей к западному берегу Гудзонова залива, «сланцы» Хэдкуотер в штате Вайоминг (США). Все эти отложения стратиграфически коррелируются с гоугандским горизонтом. Это позволяет предположить, что они связаны с гоугандским оледенением и являются либо тиллитами, либо псевдотиллитами, связанными с деятельностью ледников. Кроме указанных тиллитов и тиллоидов, нижнепротерозойский возраст имеют также метатиллоиды Западной Гренландии, а также
1 Аркозовые песчаники сложены из зерен гранитов или гнейсов. Их характерная особенность — большое содержание полевых шпатов — является признаком слабого химического выветривания и холодного климата.
200	Глава 6. Докембрий
§ 6.3. Тиллиты нижнего протерозоя
201
о я
тиллоиды Гнейссё на восточном берегу Гренландии. Однако ледниковое происхождение этих отложений пока еще сомнительно.
К северу от озер Гурон и Верхнего преобладают тиллиты и тиллоиды континентальных формаций. К югу от них и в центральной части провинции Квебек (Шибугамо) преобладают мариногляци-альные формации, что согласуется и с увеличением толщи ледниковых отложений в этом районе с севера на юг. По характеру ледникового ложа, эрратическим обломкам, а также по ориентировке обломков удалось установить, что лед двигался в основном с севера на юг. В провинции Киватин (Канада) на западном берегу Гудзонова залива также преобладают континентальные формации ледниковых отложений, а ориентировка валунов свидетельствует о движении льда на северо-запад. В штате Вайоминг метаморфизованные тиллоиды (метатиллои-ды) имеют мариногляциальное происхождение, причем есть свидетельства о движении льда и материала на западо-юго-запад.
Таким образом, сложная структура всех этих ледниковых горизонтов, их большая мощность и столь же мощные перерывы в ледниковых отложениях, широкое распространение по площади, преобладающее направление движения льдов — все это говорит о крупных и неоднократных материковых оледенениях Канадско-Гренландского щита в нижнем протерозое.
В Южной Америке к настоящему времени не обнаружено достоверных тиллитов, относящихся к нижнему протерозою. Однако на Гвианском и Восточно-Бразильском щитах имеются метатиллоиды, которые описаны в литературе.
В Африке обнаружено значительное количество тиллитов и тиллоидов, имеющих нижнепротерозойский возраст. Это,
202
Глава 6. Докембрий
прежде всего, тиллиты, принадлежащие свитам Грикватаун и Даспорт в Южной Африке. Первая из них обнаруживается на площади в 20 000 кв. км в Капской провинции к северу от р. Оранжевой. Она имеет мощность свыше 3000 м и в своей нижней части содержит тиллит (мощностью 100—200 м). Тиллит представляет собой неслоистую, легко раскалывающуюся породу, которую перекрывают слои вулканических пород, называемые онгелукскими лавами. Сортировка галек и валунов по величине отсутствует, эрратические валуны (до 60 см в диаметре) несут на себе следы обработки ледником. На многих из них имеются полированные ^грани и штрихи. Тиллиты Грикватаун образуют ледниковый горизонт, одновозрастный с тиллитами свиты Даспорт в Трансваале, который имеет мощность более 1000 м. По данным Rb—Sr метода возраст этого горизонта заключен между 2,2±0,1 и 2,0 млрд. лет. Его ледниковое происхождение подтверждается, кроме всего прочего, значительной площадью распространения (150X650 км). Так же как и грикватаунский, тиллит свиты Даспорт перекрывается вулканическими породами, сходными литологически с онгелукскими лавами. По-видимому, к этому же горизонту близки по возрасту тиллоиды Ломагунди Южной Родезии, которые представляют собой 1200-метровую толщу конгломератов и аркозов.
Еще более древними отложениями являются тиллоиды Га-вернмент-Риф в нижней части системы Витватерсранд в районе Иоганнесбурга. Эти отложения имеют возраст 2,4—2,5 млрд. лет. Тиллитоподобные отложения встречаются здесь в виде одного или двух прослоев (мощностью в 30 м и более) и содержат гальку и валуны с отчетливой ледниковой штриховкой. Однако поскольку они не образуют сплошного горизонта, а встречаются отдельными линзами, их следует отнести, по-видимому, к переработанным отложениям горных ледников.
Выходы на поверхность тиллитов Грикватаун и Даспорт разделены расстоянием более чем 1000 км; примерно такое же расстояние разделяет последние и тиллоиды Ломагунди. Это значит, что в нижнем протерозое на огромном пространстве господствовал холодный климат с материковыми и альпийскими ледниками. Если же учесть возможное ледниковое происхождение конгломератов Маи в Заире, то протяженность области господства холодного климата еще удвоится и достигнет 3,5— 4 тыс. км.
В Австралии не обнаружено до настоящего времени тиллитов, относящихся к нижнему протерозою, однако встречается целый ряд тиллоидов. Это, прежде всего, тиллоиды серии Маунт-Брус и прилегающие к ним территориально флювиогляциальные отложения в районе хребта Хамерсли на северо-западе континента. И те, и другие имеют возраст 2,3—2,4 млрд, лет,
§ 6.3. Тиллиты нижнего протерозоя
203
т. е. близкий или практически одинаковый с возрастом гуронских и грикватаунских ледниковых образований. Заключение о возрасте австралийских тиллоидов сделано на основании определений абсолютного возраста подстилающих и лежащих выше пород. Возраст подстилающих тиллоиды пегматитов по урано-свинцовому методу оказался равным 2,4—2,6 млрд, лет, а полученный рубидий-стронциевым методом возраст более молодых кислых вулканических пород составляет 2,2 млрд. лет. Метаморфизованные тиллоиды Уайтуотер массива Кимберли (также на северо-западе Австралии) имеют, вероятнее всего, вулканическое или ледниковое происхождение. Их возраст по определениям составляет 1,95 млрд, лет, но они могут быть и древнее.
В Евразии обнаружены также только тиллоиды. Это, прежде всего, тиллоиды Янисьярви Ладожской серии в Южной Карелии, к которым примыкают псевдотиллиты сариолийской серии. Осадочная свита этой последней серии к северу от Онежского озера представляет собой конгломераты, в которых часто встречаются валуны типа «дропстонов». На северо-западе п-ова Таймыр имеются тиллоиды, принадлежащие хутудинской свите. Предполагается, что эти тиллоиды образовались в результате подводных оползней. На юго-западной окраине Казахского мелкосопочника обнаружены тиллоиды карсакпайской и майтю-бинской серий, представляющие собой конгломератовые сланцы. Тиллоиды обнаружены также в хибиленской свите Средней Сибири, а также в Индии. Среди последних выделяются тиллоиды Гангау серии Биджавар на севере Индии, которые состоят из несортированных валунных и пуддинговых конгломератов, переслаивающихся сланцами и срёднезернистыми осадками алевролитами. Тиллоиды имеются также в верхней части серии Дар-вар в Западных Тэтах. Считается, что они имеют такой же возраст, что и гуронские тиллиты.
Таким образом, самыми древними свидетелями ледниковой деятельности, имеющими возраст 2,5—2,4 млрд, лет, являются тиллоиды Гавернмент-Риф в Южной Африке, а также тиллиты свит Брюс и Рамсей-Лейк Канады. Однако ни те, ни другие не образуют сколько-нибудь обширного ледникового горизонта и не могут считаться следами, оставленными обширными покровными оледенениями. Их значение состоит в том, что они являются первыми индикаторами появления на Земле ледников.
Самым древним из обширных ледниковых горизонтов является гоугандский горизонт (около 2,3 млрд, лет). Он охватывает всю юго-восточную часть древнего Канадского щита. Приблизительно соответствует ему по возрасту (2,1—2,2 млрд, лет) сравнительно широко распространенный грикватаунский горизонт в Южной Африке.
204
Глава 6. Докембрий
Можно считать, что в нижнем протерозое (2,1—2,3 млрд, лет) происходило континентальное покровное оледенение, по-видимому связанное с попаданием обширных районов суши в область, прилегающую к полюсу. Это согласуется с выводами о том (см. гл. 3), что в нижнем протерозое существовал единый континент Мегагея, объединявший все десять древнейших материковых платформ. Вероятно, в нижнем протерозое в мантии Земли существовала одна конвективная ячейка, что и способствовало развитию обширных оледенений.
§ 6.4. Тиллиты верхнего рифея и венда
В отложениях, относящихся к очень длительному промежутку времени от нижнего протерозоя до верхнего рифея, достоверных тиллитов до сих пор не обнаружено, хотя на всех континентах встречаются слои несортированных конгломератов. Маловероятно, чтобы это было следствием плохой изученности геологических разрезов. Скорее, это показатель того, что на Земле в это время господствовал теплый климат.
Зато в верхнем рифее в самых различных частях мира имеется большое количество и тиллитов, и тиллоидов (рис. 6.4). Особенно много этих отложений находится в южной половине Африки и в Австралии. Ледниковое происхождение большинства тиллитов не вызывает никаких сомнений. Все они обладают типичными структурой и текстурой, включают в себя эрратические валуны, петрографический состав которых не отвечает местным горным породам. Обломки, входящие в состав тиллитов, носят ярко выраженные следы обработки ледником, а в ряде мест имеется вскрытое ледниковое ложе. Континентальные и мариногляциальные отложения закономерно сменяют друг друга в пространстве. Тиллиты сопровождаются парагенетически связанными с ними отложениями, например варвами.
В районе массива Кимберли на северо-западе Австралии обнаружены тиллит Фаргу и расположенные выше него и имеющие широкое распространение тиллиты Мунлайт-Велли (вертикальной мощностью до 150 м) в серии Дуэрдин, нижний и верхний тиллиты Ландриган (мощностью от 18 до 370 м каждый) в серии Кунианди прогиба Лаббок, тиллиты Уолш (мощностью до 60 м) в серии Маунт-Хаус западнее этого прогиба. На юге Австралии имеются тиллиты Стёрт, Апшила, Библиендо (Фиттон) и чрезвычайно мощные (до 2300 м) тиллиты Болла-Болена (Годж). В бассейне Амадиес в центральной Австралии имеются тиллиты свиты Арийонга (мощностью до 450 м), переслоенные песчаниками и сланцами, а также тиллоиды пачки Олимпик и целый ряд других отложений.
§ 6.4. Тиллиты верхнего рифея и венда
205
Все эти тиллиты и тиллоиды образуют так называемый юд-наматанский ледниковый горизонт, получивший свое название по «подгруппе» Юднаматана в стратиграфическом разрезе Южной Австралии. Он может быть подразделен на два подгоризонта. Нижний подгоризонт имеет возраст 800—850 млн. лет (по геологическим данным) и включает в себя тиллиты Биб-лиендо, свиту Арийонга, тиллиты Фаргу и нижний тиллит свиты Ландриган. В верхний подгоризонт входят тиллиты Стёрт-Годж, Мунлайт-Велли, верхняя часть свиты Ландриган, вероятно, тиллоиды пачки Олимпик и некоторые другие. Согласно данным изотопного Rb—Sr анализа глинистых пород, этот подгоризонт имеет возраст 740—760 млн. лет. Таким образом, на протяжении верхнего рифея в Австралии, по крайней мере, дважды наступало оледенение. Весь комплекс характерных особенностей, часть которых была упомянута выше, указывает на то, что юднаматанское оледенение Австралии было материковым покровным оледенением и охватывало большие участки суши, которые находились на севере и на юге современной Австралии. Между этими ледниковыми щитами располагалось мелкое море, покрытое шельфовыми ледниками и айсбергами.
Среди африканских отложений верхнего рифея, имеющих ледниковое происхождение, следует назвать, прежде всего, широко распространенные тиллиты Большого Конгломерата надсерии Катанга в бассейне Конго. Эти тиллиты обладают вертикальной мощностью до 300, а иногда до 400 м. Их подстилают тиллоиды Мвашия, мощность которых достигает 800 м. В свите Мвашия они образуют один или несколько прослоев внутри толщи серо-зеленых доломитовых сланцев. Над Большим Конгломератом лежит 2-километровая толща нижней свиты системы Кунделунгу, сложенная сланцами и известняками. Она отделяет Большой Конгломерат от лежащего выше тиллита (толщиной около 100 м) Малого Конгломерата. В складчатой зоне Дамара в Юго-Западной Африке имеются тиллиты Чуос (мощность 600 м) в «группе» Хакос, которые переслоены сланцами (метаморфизованными ленточными глинами) и залегают Между свитами кварцитов и мраморов. В этой же складчатой зоне к северо-востоку найдены тиллиты Отави (мощностью 200 м) в «группе» Цумеб. Они лежат на доломитовой толще с прослоями известняков и глинистых сланцев, а венчает их слой доломитов и известняков, причем в последних обнаружены структуры, говорящие о наличии в те времена водорослей. На северо-западной окраине Южно-Африканской платформы обнаружены тиллиты Бушманнсклиппе и тиллиты свиты Блаубекер. Наконец, в складчатой зоне Намакваленда (в нижнем течении р. Оранжевой, по обеим ее берегам) имеются тиллиты в свите Нумис и в лежащей ниже свите Кайгас. Первые из них имеют
206
Глава 6. Докембрий
Тиллиты верхнего рифея и венда
207
<о
я О,
мощность (по последним данным) более 900 м, вторые —600 м. Тиллиты в свите Нумис перемежаются с прослоями черных сланцев, и их венчает сравнительно тонкий пласт доломитов. Обе эти свиты, содержащие тиллиты, разделены толщей доломитов, имеющей мощность 1000 м.
Помимо названных тиллитов, имеются и многочисленные тиллоиды, например Верхний и Нижний тиллоиды Западного Конго. Первый из них имеет мощность 150 м и отделен от второго километровой толщей сланцев, известняков и песчаников, в которых имеются и включения тиллоидов. Толщина Нижнего тиллоида 400 м. Большое количество тиллоидов имеется в приэкваториальной части Африки. Все они принадлежат верхнему рифею и образуют скопление, примыкающее к районам распространения достоверных ледниковых отложений — тиллитов. Это обстоятельство служит сильным аргументом в пользу их ледникового происхождения.
Перечисленные тиллиты и тиллоиды, как и не упомянутые здесь нами, но показанные на рисунке, образуют два или три стратиграфических ледниковых горизонта. Самый нижний и, следовательно, самый древний из них — так называемый конголезский ледниковый горизонт— включает в себя Большой Конгломерат и Нижний тиллоид. Считается, что к нему относятся также тиллоиды свит Джа (между Камеруном и Конго) и Банджа (на юге Центрально-Африканской Республики). Ледниковое происхождение Большого Конгломерата не подлежит сомнению. Достаточно сказать, что он занимает площадь раз
208	н я' Глава 6. Докембрий
мером 500x600 км, в том числе в Центральной Катанге. Его принадлежность к верхнему рифею также несомненна, хотя прямых данных относительно его абсолютного возраста пока не имеется. В Намакваленде к этому же горизонту относятся тиллиты свиты Кайгас.
Над конголезским ледниковым горизонтом залегает толща мощностью 1—2 км, сложенная терригенно-карбонатными сериями, а выше лежат заирский и намибийский ледниковые горизонты. В заирский горизонт входят Малый Конгломерат Катанги, Верхний тиллоид Западного Конго, по всей видимости, тиллоиды Нижней Ленды и Нижней Манко «системы» Линди на северо-востоке Заира, свитыЧэуниоро в Уганде, свиты Гети и др. Возраст заирского ле'дникового горизонта оценивается в 740— 780 млн. лет. В намибийский горизонт можно включить тиллиты Отави, Чуос, Нумис, Бушманнсклиппе и Блаубекер. Намибийский горизонт имеет практически такой же возраст, что и заирский. Поэтому есть все основания считать, что они образуют один непрерывный горизонт. Как видно, этот единый ледниковый горизонт Африки имеет фактически тот же возраст, что и верхний подгоризонт юднаматанского оледенения Австралии.
В Южной Америке преобладают тиллоиды. Больше всего их обнаружено на Восточно-Бразильском щите, где они с перерывами залегают в бассейнах рек Сан-Франсиску, Рибейра, Парана на протяжении 2000 км. В свите Жекитаи в центральной части штата Минас-Жераис (Бразилия) имеются отложения, ледниковое происхождение которых можно считать твердо установленным. Эти тиллиты обнаруживаются на большой территории, они несортированы, имеют порфирокластическую структуру, содержат штрихованные валуны, вскрывают в ряде мест ледниковое ложе. Такое же происхождение имеют, по-видимому, тиллоиды серий Лаврас и Рибейра. Что касается возраста этих отложений, то в настоящее время он определен с очень небольшой точностью. Дело в том, что возраст слоев, лежащих выше и ниже тиллоидов, определенный различными изотопными методами, составляет соответственно 600±50и 1100—-1400млн. лет. Отсюда следует, что все тиллиты и тиллоиды Восточно-Бразильского щита относятся либо к верхнему рифею, либо к венду. На Западно-Бразильском щите известны тиллоиды Топазное (мощность их около 100 м) и тиллоиды в «группе» Жангада, вертикальная мощность которой 1 км. Возраст этих тиллоидов заключен между 600±50 и 820±90 млн. лет. Таким образом, они также могут относиться либо к верхнему рифею, либо к венду. Однако сопоставление с тиллитами и стратиграфическими разрезами Экваториальной Африки наводит на мысль о принадлежности тиллитов и тиллоидов Южной Америки к верхнему рифею.
§ 6.4. Тиллиты верхнего рифея и венда
209
В Северной Америке к верхнему рифею относятся тиллиты и тиллоиды «групп» Виндермер, Миетт, Парумп, Рэпитен, свит Минерал-Форк, Моренесё, Маунт-Роджерс и некоторые другие. Они группируются в основном в трех районах: на севере Гренландии, в Аппалачских горах на востоке США и в Кордильерах почти от полярного круга до Калифорнии. В Гренландии свидетелями и продуктом верхнерифейского материкового оледенения являются тиллиты в свите Моренесё (Земля Пири), которая помимо тиллитов содержит в себе песчаники и доломиты. Мощность свиты достигает 117 м. Там же на севере Гренландии находятся тиллоиды Ульвабьерг в верхней части серии Хаген-Фьорд (Земля Кронпринца Христиана), мощность которых 35 м. В Аппалачских горах имеются тиллиты и тиллоиды Маунт-Роджерс, возраст которых определен в 820 млн. лет. Они образуют два отчетливых горизонта, причем в нижнем залегают тиллоиды, а верхний образуют тиллиты. И тиллоиды, и тиллиты Маунт-Роджерс имеют характерные признаки континентальных формаций и, по-видимому, представляют собой следы предгорных оледенений.
В Кордильерах имеется целый ряд тиллитов и тиллоидов, которые, в общем, говорят о материковом характере оледенения. В некоторых местах эти отложения образуют два горизонта. Нижний горизонт относится, несомненно, к верхнему рифею, тогда как верхний, может быть, принадлежит уже венду. Таковы, например, два горизонта тиллитов в «группе» Виндермер (нижний — свита Тоби, верхний — в свите Монк) в Британской Колумбии. Алло- и акватиллиты Тоби, Минерал-Форк, Рэпитен наводят на мысль о том, что снос материала происходил с востока на запад. Это может свидетельствовать о больших массивах льда, находившихся в верхнем рифее в пределах Северо-Американской платформы.
В то время как на материках южного полушария (не включая Антарктиду, которая геологически все еще плохо изучена) и в Северной Америке найдены многочисленные свидетельства верхнерифейских оледенений, в Евразии их значительно меньше, причем тиллитов не обнаружено вообще. Из европейских тиллоидов достойны упоминания псевдотиллиты и тиллоиды «группы» Стоэр на севере Шотландии. Тиллоиды этой «группы» прослеживаются на десятки километров и имеют мощность 20— 40 м. Происхождение их пока еще неясно, а их возраст оценивается в 950 млн. лет. Имеются, кроме того, тиллоиды «группы» Баренцева моря на северо-западе п-ова Варангер (Норвегия). В Азии известны тиллоиды в чивидинской свите Енисейского кряжа. Помимо тиллоидов толщу этой свиты слагают флиш (мелководные морские отложения переслаивающихся мергелей, аргиллитов, известковистых песчаников), эффузивы (древние
<210	'• •	' : Глава 6. Докембрий
 ¥ излившиеся лавы) и туфы. Возраст эффузивов этой свиты, ' определен изотопным калий-аргоновым методом в 700 млн. лет. /• Отсюда следует, что тиллоиды являются более древними отло-й жениями и относятся к верхнему рифею.
Таким образом, широкое распространение тиллитов и тиллоидов по всему земному шару говорит о глобальном характере оледенения в верхнем рифее. Надежных реконструкций положения континентов относительно полюса и друг друга в верхнем рифее не имеется. Но именно глобальность распространения ледниковых отложений наводит на мысль о компактном расположении континентов в этой эре. Наличие, как правило, нескольких горизонтов ледниковых отложений свидетельствует о повторности длительных ледниковых периодов. Хотя проведение корреляции между ледниковыми горизонтами разных континентов все еще затруднительно, имеется целый ряд надежных данных (определения абсолютного возраста, руководящие ископаемые в стратиграфических разрезах и т. п.), которые позволяют сделать это хотя бы предварительно. Так, нижний ледниковый горизонт верхнего рифея Африки — конголезский, распространенный на огромной площади от атлантического побережья до Танзании и от Центрально-Африканской Республики до Замбии, коррелируется с нижним подгоризонтом юдна-матанского оледенения Австралии, а также с тиллитами и тил-лоидами Аппалачей и «группы» Виндермер в Кордильерах Северной Америки. Заирско-намибийский горизонт ледниковых отложений Африки практически совпадает по возрасту с верхним горизонтом юднаматанского оледенения.
На рис. 6.5 показано распределение наиболее известных тиллитов и тиллоидов в венде. Из него явствует, что наиболее многочисленны тиллиты венда в Европе. Большинство из них хорошо изучено, и их ледниковое происхождение достоверно установлено. Собственно тиллиты концентрируются в основном в Скандинавско-Северо-Атлантическом районе, тогда как вокруг этого района имеется больше тиллоидов. На о. Западный Шпицберген имеются тиллиты свиты Уилсонбреен (мощность свиты 150—250 м) в серии Поларисбреен, аналогичные тиллиты (мощностью до 120 м) свиты Свеанор в серии Готия обнаружены на о. Северо-Восточная Земля архипелага Шпицберген. Тиллиты образуют основную нижнюю часть обеих свит и венчаются доломитовыми слоями. На этом же архипелаге имеются также метатиллиты серии Кап-Лине, их мощность может достигать 300 м. Вероятно, к тому же стратиграфическому горизонту относятся тиллоиды Госхамна, а также тиллоиды Ком-фортлесбреен, Ренардодден. Все эти отложения вместе образуют широко распространенный единый ледниковый горизонт (общая площадь распространения тиллитов не меньше
§ 6.4. Тиллиты верхнего рифея и венда
211
20 тыс. км2), который свидетельствует о покровном характере оледенения на Шпицбергене, а не о горном типе оледенения.
Тиллиты Мортенснес в районе Тана-фьорда на севере Норвегии имеют мощность от 10 до 50 м и более и занимают площадь около 4000 км2. Аналогичны им лежащие стратиграфически ниже тиллиты Смаль-фьорда. Мощность этих тиллитов может иногда достигать 60 м. Оба слоя тиллитов отделены друг от друга свитой Нюборг (мощностью до 400 м), которая сложена сланцами и песчаниками и не носит каких-либо признаков ледникового происхождения. Согласно рубидий-стронциевым определениям, сланцы свиты Нюборг имеют возраст 668±23 млн. лет.
Сходные с тиллитами отложения имеются в волоковой и эй-новской сериях полуостровов Среднего и Рыбачьего на Кольском полуострове. Волоковая серия имеет мощность 500 м и стратиграфически сходна с ледниковыми отложениями Северной Норвегии. Волоковая серия разорвана слоем диабазов, возраст которых по калий-аргоновому методу оценивается в 600 млн. лет. Эйновская серия имеет еще большую мощность— до 2000 м. Калий-аргоновый возраст сланцев, входящих в нее, составляет 670—900 млн. лет.
К стратиграфическому горизонту, на котором лежат тиллиты Мортенснес Северной Норвегии, относятся и тиллиты «группы» Боррас и Дивидаль в провинции Тромс (Норвегия). Вертикальная мощность этих тиллитов 10 м. Тиллиты Ситу и Лонгмаркберг в Норботтене (Швеция) принадлежат к средней части венда и соответствуют тиллитам Мортенснес и Смаль-фьорд. В Южной Норвегии широко известны тиллиты Муэльв. В виде слоя вертикальной мощностью от 1—2 до 100 м они распространены па площади 15 000 км2 (100X150 км). Там же находятся так называемые «конгломератовые сланцы» Квит-вула.
В Шотландии, а также на севере и западе Ирландии к венду относятся тиллиты и тиллоиды, залегающие в свите Дальред. В этой свите выделяется ледниковая серия Порт-Аскейг, которая протягивается на 700 км вдоль зоны каледонской складчатости и имеет ширину до 70 км. Она состоит из нескольких десятков пластов тиллитов или метаморфизованных тиллитов, которые чередуются с песчаниками, доломитами и сланцами. Сюда относятся тиллиты и метатиллиты Клегган, Гленколемб-килл, Фанад и другие в Ирландии, Бендерлох, Шихалион, Брей-мар, Фодайс и другие в Шотландии. Ледниковая серия Порт-Аскейг имеет все признаки периферической ледниковой формации, в которой ледниковые континентальные отложения закономерно сменяются в пространстве мариногляциальными отложениями.
ns
NS
Глава 6. Докембрий
§ 6.4. Тиллиты верхнего рифея и венда
213
ю
S
CU
По другую сторону Атлантического океана на восточном берегу Гренландии обнаружены тиллиты Кейп-Оствальд в свите Мёркебьерг. На основании корреляции со стратиграфическими разрезами Шпицбергена и изучения руководящих строматолитов эти тиллиты отнесены к венду, причем их возраст оценивается в 650—670 млн. лет. Имеется целый ряд признаков того, что часть тиллитов Кейп-Оствальд имеет мариногляциальное происхождение, т. е. в течение какого-то времени здесь на краю ледяного барьера, подобного современному барьеру Росса в Антарктиде, отлагалась подводная морена и с откалывавшихся айсбергов падал ледниковый материал, включая «дропстоны». Это свидетельствует о существовании в венде в этом районе материкового оледенения.
На Среднерусской платформе выделяется вильчанская серия с ледниковыми отложениями в двух свитах: нижней, блонь-ской, и верхней, глусской. Первая из них в ряде мест имеет мощность более 200 м, вторая — до 300 м. Между этими двумя свитами имеется стратиграфический перерыв. В общем мощность вильчанской серии изменяется в пространстве от 0 до 400— 500 м. В настоящее время она вскрыта в Белоруссии на площади свыше 100 тыс. км2 (тянется на 600 км с юго-запада на северо-восток и на 500 км с северо-запада на юго-восток). Установлено, что отложения этой серии обязаны своим появлением покровным ледниковым щитам.
214
Глава 6. Докембрий
Близкими по возрасту к упомянутым отложениям являются яб-лоновский тиллит приладожской впадины, тиллиты парцинской свиты пачелмской серии на Русской плите (вскрытые Каверинской скважиной на глубинах 1408—1420 и 1428—1438 м).
Среди тиллитов и тиллоидов, обнаруженных на западных склонах Урала на всем его протяжении, особый интерес представляют тиллиты и тиллоиды Полюдова кряжа и Среднего Урала. Здесь выделяются чурочинская свита (мощностью до 500 м), тиллиты в которой по калий-аргоновым определениям моложе 680 млн. лет, но старше 628 млн. лет, а также серебрян-ская серия (танинская и койвинская свиты), тиллоиды которой распространены на пЛощади 1500 км2 (300x50 км) и образуют пачки от нескольких десятков до 450 м. Кроме этих тиллитов и тиллоидов можно упомянуть лаптапайскую свиту и хойды-шорскую свиту на севере Урала, тиллоиды в кургашлинской свите Южного Урала и ряд других. Все эти отложения в общем свидетельствуют о покровном характере оледенения, говорят о том, что основной ледниковый покров располагался в пределах Фенно-Сарматского материка, с которого ледники сползали на восток и северо-восток в Уральское море.
Область преобладания тиллитов в Европе ограничивается на юге полосой, в которой обнаружены преимущественно тиллоиды. Это «пуддинги» Гранвиль в серии Верхний Бриовер Армориканского массива во Франции, тиллоиды в Железных горах Чехии, в слоях Потока Малего в Польше, в волынской серии на Украине и многие другие. Упомянутые тиллиты и тиллоиды Европы (вместе со многими не упомянутыми здесь тиллитоподобными отложениями) образуют так называемый лапландский ледниковый горизонт. Согласно Н. М. Чумакову, на большом пространстве лапландский горизонт состоит из двух самостоятельных толщ ледниковых отложений, разделенных отложениями без каких-либо признаков ледникового происхождения. Это отчетливо видно в стратиграфических разрезах Белоруссии, северной части Норвегии, Среднего Урала и Восточной Гренландии, а также (в меньшей степени) Шпицбергена, Швеции и Полюдова кряжа в западном Предуралье. Для нижнего подгоризонта, который особенно четко выражен в Северной Норвегии, Н. М. Чумаков предлагает название норвежского; верхний подгоризонт, который распространен по всей Скандинавии, он называет скандинавским.
Наиболее полные разрезы лапландского горизонта, в которых присутствуют оба ледниковых подгоризонта и межледниковые отложения, обнаруживаются, главным образом, в более древних впадинах (тектонических или эрозионных) и на материковом шельфе. На остальной части Европы отложения нижнего ледникового (норвежского) и межледникового подгори
§ 6.4. Тиллиты верхнего рнфея и веида
215
зонтов были уничтожены во время последующего скандинавского оледенения. Отложения этого последнего этапа оледенения впоследствии также подверглись значительной эрозии, поэтому они сохранились в основном в древних погребенных впадинах. Все же они, как говорилось выше, имеют значительно большее распространение, чем отложения норвежского подгоризонта.
Изменения формаций ледниковых отложений в пространстве позволяют сделать вывод о том, что древний Фенно-Сарматский материк был покрыт мощным ледниковым щитом, который обрывался на окраинах материка в море. На Русской и Волыно-Подольской плитах, юге Финмаркена и вдоль северо-западного края Балтийского щита имеются разнообразные признаки присутствия здесь ледникового щита. Это эрозионный палеорельеф, штрихованное ложе под ледниковыми отложениями, сходство между составом тиллитов и ледникового ложа, гляциодислока-ции, отторженцы, криотурбации, флювио- и лимногляциальные отложения, наконец, невыдержанность разрезов. По краям этого древнего материка, в северном Финмаркене, в южной Норвегии, в Шотландии и Ирландии, на Полюдовом кряже начинают преобладать мариногляциальные отложения.
Что касается Азии, то здесь можно выделить два ледниковых горизонта. Нижний горизонт, по-видимому, соответствует лапландскому горизонту Европы, тогда как верхний является более молодым и не имеет европейского аналога. К первому из упомянутых горизонтов можно отнести тиллиты Наньто Южного Китая, которые распространены на большой территории в виде слоя толщиной до 200 м. Они имеют характерные структуру и текстуру, содержат штрихованные и эрратические обломки. Вместе с лежащими ниже толщами терригенных пород они заключены между гранитами (снизу), возраст которых по калийаргоновому методу составляет 840 млн. лет, и карбонатно-сланцевой свитой (сверху), в которой глауконит имеет возраст 620— 670 млн. лет. К этому же горизонту относятся тиллоиды Пи-рандон (Корея). Они залегают в виде самостоятельного стратиграфического горизонта мощностью 30—400 м на площади в несколько тысяч квадратных километров. Тиллоидами эти отложения признаны по той причине, что ряд диагностических признаков у них затушеван метаморфизмом.
В Средней Азии и Казахстане к нижнему ледниковому горизонту относятся тиллиты сатанской свиты Улу-Тау, средняя часть рангской свиты хребта Б. Кара-Тау, свита Джетым-Тау хребтов Джетым-Тау и Куйлю-Сарыджаз, свиты Отунбулак и Чжаобишань хребта Куруг-Таг и др. Особенно мощными являются тиллиты и тиллоиды в джетымской свите (400—2500 м), вследствие чего весь этот горизонт получил наименование дже-
216
Глава 6. Докембрий
тымского. По своему возрасту джетымский горизонт является, по-видимому, аналогом лапландского горизонта Европы. Верхний ледниковый горизонт — байконурский — охватывает свиту того же названия хребтов Б. Кара-Тау, Джетым-Тау, Куйлю-Сарыджаз, Улу-Тау, свиту Хонголчаны хребта Куруг-Таг, кон-турбинскую свиту Таласского Алатау и некоторые другие. Тиллиты и тиллоиды байконурского горизонта не такие мощные, как в свитах джетымского горизонта. Толщина их составляет 15—100 м, иногда до 200 м, а по возрасту они моложе и относятся, вероятно, к границе венда и кембрия. Стратиграфическим аналогом байконурских тиллитов и тиллоидов являются, по-ви-димому, недавно открытые тиллиты Лочуань в Центральном Китае, имеющие мощность до 60 м.
Как видно из рис. 6.5, в Африке тиллиты и тиллоиды венда сосредоточены главным образом в западной части континента. Поэтому ледниковый горизонт, которому принадлежат эти отложения, называют западноафриканским. К нему относятся тиллиты Джбелиа и Агиндтаб-Тингаредра в Мавритании, тиллиты хребта Ханк и южной окраины массива Эль-Эглаб, тиллиты Киффа и Каес на юге Мавритании и западе Мали, тиллиты серий Бьюпе и Буэм в Гане, Того и Дагомее, а также, вероятно, метаморфизованные тиллиты и тиллоиды Фалеме-Юкункун на востоке Сенегала. Отложения этого горизонта простираются на огромной территории (площадью более 4 млн. км2).
Имеются довольно многочисленные определения различными изотопными методами возраста глинистых пород и глауконитов, содержащихся в породах, которые залегают ниже отложений западноафриканского ледникового горизонта. Наименьшее полученное значение возраста этих подстилающих пород составляет 713 млн. лет. Определения калий-аргоновым способом возраста глауконитов и эффузивов, залегающих непосредственно над западноафриканским горизонтом, дали 620 млн. лет. Таким образом, абсолютный возраст западноафриканского ледникового горизонта заключен между 620 и 713 млн. лет. Можно предполагать, что этот горизонт по возрасту близок лапландскому горизонту Европы. На юге Африки также имеются изолированные следы ледовой и, возможно, ледниковой деятельности, однако это их происхождение еще не бесспорно. Эти отложения обнаруживаются в основном в свите Шварцранд (Юго-Западная Африка) и имеют возраст, близкий к возрасту западноафриканского горизонта.
Все перечисленные отложения западноафриканского горизонта обладают необходимыми диагностическими признаками, которые подтверждают их ледниковое происхождение. Анализ географического распределения различных формаций ледниковых отложений, следов, свидетельствующих о движении лед
§ 6.4. Тиллиты верхнего рифея и венда
217
ника, позволяют утверждать, что ледниковые щиты занимали, с одной стороны, так называемый Регибатский массив, а с другой— Леоно-Либерийский массив. С Регибатского щита материковый ледниковый покров стекал в юго-восточном направлении по склонам синеклизы Таудени в Мавритании. В области синеклизы Вольта имеются признаки того, что ледниковый покров двигался в восточном направлении.
В Австралии к венду относятся тиллиты свиты Эган (мощностью 35 м) на северо-западе континента, а также тиллиты в свите Ерилина на юге и некоторые другие. Эти тиллиты образуют ледниковый горизонт, который получил название эганского или ерилинского. По изотопным определениям он, вероятно, древнее 650—660 млн. лет и моложе 680 млн. лет, т. е. весьма близок по возрасту к лапландскому ледниковому горизонту Европы. Это оледенение по своему характеру было сходно с предшествовавшим юднаматанским оледенением, однако размеры его были меньшими. На этот раз на юге Австралии преобладали мариногляциальные отложения, свидетельствующие о перигляциальных условиях в этом районе.
Мы уже упоминали о том, что в Южной Америке возраст всех верхнедокембрийских тиллитов и тиллоидов определен с такой низкой точностью (в виду особенностей их залегания), что они могут быть отнесены либо к верхнему рифею, либо к венду. Поэтому на рис. 6.5 показаны те же самые отложения, что и на предыдущей карте (см. рис. 6.4).
В Северной Америке не так много ледниковых отложений, которые относятся к венду. О тиллитах Кейп-Оствальд Восточной Гренландии, коррелирующих с лапландским горизонтом, уже упоминалось выше. По-видимому, к тому же горизонту относятся тиллоиды Консепшн Ньюфаундленда. В Кордильерах Северной Америки от Аляски до Британской Колумбии к венду, по-видимому, относится верхний горизонт тиллитов и тиллоидов «групп» Рэпитен, Тиндар, Миетт, свиты Монк («группы» Виндермер) и ряда других. Не исключено, однако, что весь этот верхний горизонт отложений в Кордильерах относится к верхнему рифею.
Таким образом, в венде, как и в верхнем рифее, ледниковые и связанные с ними отложения имеют глобальное распространение, что свидетельствует о крупных покровных оледенениях в этой эре. Наличие минимум трех горизонтов ледниковых отложений, разделенных межледниковыми отложениями, также говорит о повторных оледенениях.
218
Глава 7. Фанерозой
Глава 7.	Фанерозой
§ 7.1. Палеотемпературы
Для первых трех периодов фанерозоя — кембрия, ордовика и силура — в настоящее время еще не имеется определений палеотемператур. Это связано, с одной стороны, с тем, что в эти периоды имелось сравнительно мало организмов с известковыми скелетами, а с другой — с плохой сохранностью ископаемых организмов.	&
Общий характер ^изменений климата в фанерозое, начиная с девона, можно представить себе по температурной кривой, полученной М. Кейтом и Дж. Вебером [195, 299]. Считая, что климатические изменения вызывают изменения температуры воды в озерах значительно быстрее, чем в океанах, эти авторы обратились к изотопному анализу пресноводных известняков. Они проделали 314 анализов образцов из района Великих Озер Северной Америки с возрастами от девона (350—405 млн. лет назад) до наших дней. На рис. 7.1 показана полученная ими кривая изменений 6О18, которые пропорциональны изменениям температуры воды и, следовательно, характеризуют колебания климата в указанном районе.
Из графика видно, что в девоне температура воды была относительно высокой (значения 6О18 были малыми). Температура постепенно падала и достигла минимума в перми (максимум пермо-карбонового оледенения), после чего она вновь стала расти. В юре она была примерно такой же, как и в девоне, а в мелу достигла максимальных значений. Начиная с мелового периода и до четвертичного включительно температура воды падала.
Нанесенная на тот же рисунок пунктиром кривая изменений широты района Великих Озер по палеомагнитным данным (по палеореконструкции А. Смита и др. [276]) на первый взгляд противоречит кривой М. Кейта и Дж. Вебера. Действительно, температурные максимумы приходятся на те геологические периоды, когда район Великих Озер располагался в наиболее высоких широтах (на 50° ю. ш. в девоне и на 50° с. ш. в мелу), а температурный минимум перми совпадает с положением района Великих Озер на экваторе. В плейстоцене с обширным оледенением в северном полушарии этот район находился также в более низких широтах, чем во время мелового максимума. Такое кажущееся противоречие между кривыми на самом деле еще более усиливает вытекающие из рис. 7.1 выводы о наиболее теплом климате Земли в девоне и особенно в мелу и наиболее холодном климате в плейстоцене и особенно в перми.
§7.1. Палеотемпературы
219
Самой ранней геологической эпохой, для которой имеются надежные определения палеотемператур океана, является пермь. Г. Лауэнстам [219] нашел 6О18 в раковинах замковых брахио-под из нижнепермских отложений бассейнов Карнарвон и Фиц-рой в западной и северо-западной частях Австралии. В первом районе анализ образца из группы Лайонс, которая состоит из перемежающихся тиллитов и морских отложений и имеет мощ-
Рис. 7.1. Отношение изотопов кислорода 6О18 (1) в североамериканских пресноводных известняках фанерозойского возраста [299] и палеошироты района Великих Озер в фанерозое, по Смиту и др. [276] (2) и по Зоненшайну, Городницкому [30] (3).
кость 1350 м, дал значение 7,7° С. Если не считать ископаемых шельфа, относящихся к нашим дням или плейстоцену, полученная величина является наиболее низкой среди всех значений температуры, полученных до сих пор изотопным методом. Эта величина количественно подтверждает ледниковое происхождение тиллитов группы Лайонс и других тиллитов того же сак-марского века перми. Согласно палеореконструкции уже цитированных авторов [276], западный район Австралии в нижней перми располагался на 50—55° ю. ш. В настоящее время в подобных широтах поверхностные воды имеют приблизительно такие же температуры.
В бассейне Фицрой группе Лайонс соответствует формация Грант, которая частично сложена также тиллитами. В этом районе анализ брахиопод из формации Нунканба, расположенной выше формации Грант и относящейся уже к артинскому веку перми, дал значительно более высокие значения температуры воды. При этом температура с течением времени падала от 24—26 до 17,4° С.
220
Глава 7. Фанерозой
Однако массовые определения температуры воды изотопным методом имеются, лишь начиная с юрского периода1. Для определения палеотемператур в юрском, а также в меловом периоде использовались главным образом ростры (состоящие из стойкого кальцита хвосты раковин) головоногих моллюсков белемнитов, обитавших в верхних слоях морей. Для юрского периода были сделаны определения по образцам из осадочных пород Северной и Южной Америки, Европы, Азии и Австралии. Особенно много данных получено для Западной Европы — южной части ФРГ, Шотландии, Англии, Франции, Швейцарии; получен также ряд значений для образцов |з Польши. Эти данные позволяют нарисовать общую с^ему изменения температуры во времени в течение юрского периода [113].
От плинсбаха к тоару в Европе происходило общее повышение температуры. Условия климатического оптимума в тоаре были характерными и для следующего века юры — аалена. В байосе произошло заметное похолодание. От байоса началось повышение температуры, которая достигла наиболее высоких значений в Оксфорде. Был достигнут второй в этом периоде климатический оптимум. Начиная с Оксфорда до киммериджа в Европе происходило некоторое понижение температуры. Интересно, что в это время граница распространения кораллов переместилась из Англии на юг, в Центральную Европу.
Полученные для Оксфорда значения температуры (а их больше всего именно в Оксфорде) четко показывают ее широтное изменение. Так, в Швейцарии (в кантонах Во и Ааргау) были отмечены температуры 26,7 и 24,4° С, в Польше примерно на той же широте зафиксированы значения от 27,0 до 28,4° С. Во Франции в департаменте Ду у границы со Швейцарией получено значение 23,1°С, а в Англии возле Оксфорда—-значение 23,9° С, в Шотландии — 21,4° С и на о. Скай, откуда получен известный юрский белемнит, ставший позднее стандартным образцом,— значение 17,9° С. Кстати, именно по этому белемниту Юри [293] получил сезонный ход температур в Оксфорде, причем амплитуда сезонного хода достигала 5° С, несмотря на то что в Оксфорде был климатический оптимум.
Данные по Восточной Гренландии, относящиеся к средней и верхней юре, также свидетельствуют о том, что начиная с байоса происходило постепенное повышение температуры.
Юрский период длительностью 58 млн. лет (от 195 до 137 млн. лет) подразделяется на три эпохи: нижне-, средне- и верхнеюрскую, или соответственно лейас, доггер и мальм. Нижиеюрская эпоха разделяется на века (начиная с самого древнего) геттанг, синемюр, плинсбах и тоар. Среднеюрская эпоха состоит из веков аален, байос и бат. Наконец, верхнеюрская эпоха включает в себя четыре века: келловей, Оксфорд, киммеридж и титон (порт-ленд) .
§7.1. Палеотемпературы
221
Согласно этим определениям, климатический оптимум был достигнут не в Оксфорде, а несколько позднее — в киммеридже. Не исключено, однако, что высокие температуры в киммеридже получены в связи с опреснением вод на шельфе Восточной Гренландии.
По Северной Америке имеются данные лишь для верхней юры, да и те относятся лишь к двум нижним векам — келловею и Оксфорду. В нижнем келловее в штате Монтана (США) полу-°с -26 -
ft __________I___________L________
Альб Сеноман Турон
Коньяк- Кампан Маастрихт Даний сантон
Рис. 7.2. Средние годовые температуры мелового периода (с альбского до датского века) в Западной Европе, определенные по отношению изотопов кислорода в рострах белемнитов [113].
чена температура 19,2—19,9° С, в верхнем келловее в штате Вайоминг (США) зафиксировано значение 22° С, а в Британской Колумбии (Канада)—24,3° С. Наконец, в Оксфорде Канады отмечена температура 25,7° С. Для Аляски, которая в это время располагалась сравнительно недалеко от полюса, в келловее получена температура 16,9° С. В общем, данные по Гренландии и Северной Америке, несмотря на свою малочисленность, говорят о синхронном изменении климата этих областей и Европы.
Значительно меньше определений юрских палеотемператур имеется для южного полушария. В провинции Неукен Аргентины, находящейся в настоящее время примерно на широте 40°, в верхнем лейасе отмечены температуры от 16,6 до 29,6° С, а в байосе получены два значения—19,7 и 28,6° С. Анализ 36 образцов из района Джералдтона (Западная Австралия), находящегося в настоящее время на широте около 30°, дал среднее значение температуры в байосе, равное 24,4° С, причем 2/з образцов дали значения в пределах 21—-27° С. Р. Боуэн [113]
222
Глава 7. Фанерозой
объясняет этот разброс тем, что образцы относятся как к раннему байосу с высокими температурами, так и к позднему байосу, который характеризуется низкими температурами. Единственное значение палеотемпературы, полученное для Новой Гвинеи и относящееся к верхней юре, слишком низкое (15,9° С) и отражает, возможно, влияние холодного течения. Упомянем, наконец, определения палеотемператур для нижнего киммериджа Индии. Они дали значения, меняющиеся от 18,2 до 19,1° С.
В целом приведенные данные показывают, что юрский период характеризовался теплы^ климатом на всем земном шаре, но этому климату была тем не менее свойственна существенная зональность, и в средних широтах как северного, так и южного полушария имели место существенные сезонные колебания.
Для мелового периода1 имеется довольно много определений палеотемператур изотопным методом. Их анализ проводился Р. Боуэном [ИЗ], Г. Лауэнстамом [219, 220], Д. И. Най-диным и др. [59, 60].
Для раннего мела определений палеотемператур имеется мало. К тому же стратиграфическое положение многих образцов, по которым определялась температура, неопределенно. Поэтому выводы различных авторов об изменениях температуры во времени в эту эпоху противоречивы. Так, Р. Боуэн [114] на основании определений температуры по образцам из южной Франции делает заключение о продолжении климатического оптимума верхней юры в нижний мел и о последующем минимуме температуры в апте, в свою очередь сменившемся климатическим оптимумом в альбе. Р. В. Тейс и др. [77] считают, что в течение всего неокома и апта сохранялись весьма низкие температуры, причем заметных колебаний во времени не происходило, а затем последовало повышение температур в альбе (эти выводы опираются на изучение ископаемых образцов из меловых отложений Крыма).
Гораздо лучше изучены палеотемпературы верхнемеловой эпохи. Анализ данных, полученных для Европы, Америки, Азии, Африки и Австралии, показал, что после оптимума в альбе последовал температурный минимум в сеномане, который продолжался и в нижнем туроне. Далее происходило повышение температур с максимумом в коньяк — сантоне, за которым после-
1 Меловой период (137—67 млн. лет) обычно подразделяют на две эпохи: ранне- и позднемеловую. Раннемеловая эпоха состоит из шести веков. Это, начиная с самого раннего, следующие: берриас, валанжин, готерив, баррем, апт и альб. Иногда первые четыре века объединяют в один под названием неоком. Позднемеловая эпоха включает в себя семь веков. Это сеноман, ту-рон, коньяк, сантон, кампан, Маастрихт и даний (или датский). Довольно часто четыре века с коньяка по Маастрихт объединяют под именем сенон.
§7.1. Палеотемпературы
223
довал минимум в Маастрихте. Анализ изменения палеоширот, полученных по палеомагнитным данным, показывает, что этот ход температур во времени не может быть объяснен изменением положения континентов относительно полюса. На рис. 7.2, заимствованном у Г, Лауэнстама и С. Эпстайна [220], показано изменение температуры от альба до Маастрихта включительно по данным кислородно-изотопного анализа белемнитов из Западной Европы. Если в альбе средняя температура составляла 21° С, то в следующем веке мелового периода — сеномане — она была равна 16,5° С, к коньяк — сантону температура постепенно повысилась до 20° С, а в Маастрихте средняя температура оказа-
Рис. 7.3. Широтные профили температуры для отдельных веков мелового периода [219].
I— альб, 2 —сеиоман, 3 — сантон, 4 —ранний Маастрихт, 5 — современный профиль температуры.
лась равной 16° С. Таким образом, температурный цикл в верхнем мелу имел продолжительность порядка 30 млн. лет и амплитуду порядка 5° С. Палеотемпературы для других континентов в целом подтверждают эти климатические изменения, хотя данных там заметно меньше, чем для Европы.
Г. Лауэнстам [220] построил по данным палеотемпературных определений широтные профили температуры для теплых и холодных веков мелового периода. Профили показаны на рис. 7.3. Там же для сравнения показан современный профиль температуры. Из рисунка видно, во-первых, что описанный ход температуры, свойственный меловому периоду, характерен для всего широтного пояса от 30 до 70°. Во-вторых, профили показывают, что меловой период был в целом теплее современного. Изотермы 15 и 20° С смещались к северу на 10—20° широты. В-третьих, меридиональные градиенты температуры верхнего слоя моря были меньше, чем в настоящее время, но широтная зональность была отчетливой даже в самые теплые века мела.
В кайнозойской эре в палеоцене сохранились высокие температуры (после минимума в последних веках мела они несколько повысились), но затем началось устойчивое понижение температуры вплоть до плейстоцена, когда появились наиболее обширные оледенения. Ч. Эмилиани [146] изучал колонки глубоководных морских осадков из экваториальной части восточного Тихого океана, полученные шведской экспедицией в 1947—
224
Глава 7. Фанерозой
1948 гг. Анализируя 6О18 в содержащихся в этих колонках бентосных фораминиферах, он получил для придонных вод этого района в среднем олигоцене (30—35 млн. лет назад) температуру 10,4° С, в нижнем и среднем миоцене (10—20 млн. лет назад) 7,0° С и наконец в верхнем плиоцене (3 млн. лет назад) 2,2° С. Поскольку придонные воды имеют своим источником воды, опускающиеся вследствие охлаждения в полярных районах
Рис. 7.4. Кайнозойские палеотемпературы верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана, по Лисицыну.
1 — 19° с. ш„ 2 — 32° с. ш.
и при горизонтальном распространении практически не меняющие своей температуры, полученные Ч. Эмилиани значения температур характеризуют климатические условия именно в полярных районах земного шара. Естественно, что ход этих температур должен характеризовать общую направленность изменения средних температур на Земле.
Тенденцию к понижению температуры к плиоцену обнаруживают и другие данные, например изотопные определения палеотемператур по раковинам моллюсков. Согласно Ч. Эмилиани, климатические условия позднего плиоцена были сходными с современными, т. е. оледенение Антарктики уже существовало, возможно, покрылась льдом и Гренландия. Общее понижение температур в кайнозое могло быть связано с перемещением полюса в Центральную Арктику и обособлением Арктического бассейна, что сделало его близким по суммарным тепловым свойствам к континентам.
§ 7.2 Оледенение Гондваны
225
В последние годы много ценного материала принесло бурение морского дна с судна «Гломар Челленджер». На рис. 7.4 в качестве иллюстрации приводится кривая кайнозойских палеотемператур верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана, построенная А. П. Лисицыным по данным послойного анализа изотопов кислорода в двух колонках бурения 6-го рейса «Гломара Челленджера». Интересно, что определения кайнозойских температур вплоть до позднего плиоцена не обнаруживают больших колебаний. Наоборот, начиная с середины плиоцена фиксируются значительные колебания температур с амплитудой, достигающей 10°, и периодами в несколько десятков тысяч лет.
§ 7.2. Оледенение Гондваны
Палеомагнитные исследования палеозойских пород континентов южного полушария показывают, что Южный полюс в начале палеозоя находился в северо-западной части Африки, и с тех пор происходило его перемещение к современному положению. В силуре и девоне полюс находился в Бразилии, а к каменноугольному периоду переместился в Южную Африку (см. рис. 3.7).
Палеомагнитные данные подкрепляются данными геологических исследований. Так, недавно в северо-западной части Африки на огромной площади были обнаружены ледниковые отложения, относящиеся к ордовику и силуру. Выходы тиллитов обнаружены во многих местах на протяжении 4000 км от границ Марокко (массив Эглаб) до Республики Чад (массивы Ти-бести и Эннеди). Поскольку в то время в этой области не было высоко поднятых горных массивов, естественно считать, что оледенение было покровным. К этому же времени относятся находки холодолюбивой морской фауны в данном районе.
В Бразилии к концу силура относится формация Япо, находящаяся в штате Парана. Эта формация сложена несортированными конгломератами, которые состоят из исштрихованных галек различной формы и величины, скрепленных мелкозернистым цементом. Девонские песчаники, лежащие выше тиллита Япо, включают в себя ряд линз конгломератов, в которых также присутствуют ограненные исштрихованные гальки. По-видимому, они были принесены плавучими льдами из центров оледенения, что свидетельствует о наличии в этих областях холодного моря и в девоне. Несколько южнее в районе г. Блуменау (штат Санта-Катарина) также залегают конгломераты, которые эквивалентны формации Япо. Имеются тиллитовые отложения,
8 Заказ № 1742
226
Глава 7. Фанерозой
относящиеся к концу силура, также в северной части Аргентины и в Боливии.
К нижнему карбону полюс переместился на Южную Африку, где образовались мощные тиллиты, в частности тиллиты Карру. Здесь возник один из центров известного пермо-карбонового оледенения. Можно сказать, что практически непрерывная цепочка тиллитов отметила траекторию Южного полюса в течение всего палеозоя. Максимум оледенения  наступил в конце карбона — начале перми, когда Южный полюс располагался сначала в Южной Африке, а затем передвинулся в Восточную Антарктиду. Покровные ледники были распространены на площади, сравнимрй с площадью ледников в период максимума плейстоценового оледенения в северном полушарии, когда границы ледников достигали 45° с. ш.
Относящиеся к пермо-карбону следы ледниковой деятельности обнаружены в настоящее время на всех континентах и субконтинентах, некогда входивших в состав единой Гондваны. Детальный анализ этих следов и их палеогеографическая интерпретация были даны в последние годы Л. Фрейксом с соавторами [127, 128, 158—161].
На рис. 7.5 показано распространение ледниковых отложений в Южной Америке. Выделяются два основных района: андийский пояс и бассейн Параны. В первом имеется несколько бассейнов с многочисленными выходами ледниковых отложений в восточных предгорьях Анд: Североаргентинско-Боливийский, Рио-Бланко, Калингаста-Успальята, Северный Неукен, Центральнопатагонский.
Здесь имеются как континентальные ледниковые отложения, так и морские, содержащие морские ископаемые останки. Морские отложения преобладают в западной части андийского пояса, тогда как в восточной части отмечаются, как правило, континентальные ледниковые отложения. Возраст ледниковых отложений — от раннего карбона до ранней перми, причем в основном они датированы по ископаемым останкам морских беспозвоночных или растений суши, а некоторые отложения датированы путем литологических корреляций с соседними слоями.
Так, в разрезе Рио-Бермехо (Североаргентинско-Боливийский бассейн), который характеризует континентальные ледниковые отложения, имеется два слоя тиллитов мощностью 50 м (верхний) и 400 м (нижний), разделенные 100-метровой толщей песчаников. Над верхним тиллитом расположен слой песчаника, содержащий ископаемые останки брюхоногих моллюсков. Разрез Агуа-дель-Хагуэль (бассейн Калингаста-Успальята) обнаруживает пять слоев ледниковых отложений мощностью от 5 до 50 м, разделенных слоями сланцев, в том числе галечных и песчаника. В других разрезах андийского пояса встречается до
SHI Ч Ь!.
§ 7.2 Оледенение Гондваны
227
семи тиллитовых слоев, что свидетельствует о циклическом характере ледниковой деятельности.
В бассейне Параны наиболее известна подгруппа Итараре, выходы которой тянутся от 22 до 33° ю. ш., изгибаясь вдоль берега Атлантического океана и окаймляя бассейн Параны. На
|«с. 7.5. Распространение позднепалеозойских ледниковых отложений в Южной Америке.
1 — выходы тиллитов, 2 — отложения континентальных формаций, 3~ отложения морских формаций, 4 — смешанные формации, 5 — границы бассейнов, 6 — направление сноса материала течениями, 7 — направление движения льда. Бассейны обозначены цифрами: / — Парана, 2 — Североаргентииско-Боливий-ский, 3 — Рио-Бланко, 4 — Калингаста-Успальята, 5 — Северный Неукен, 6 — Центральнопатагонский.
западе бассейн ограничивается выходами ледниковых отложений группы Акидауана, протягивающейся в общем с севера на юг от 15 до 26° ю. ш. через штат Мато-Гроссо (Бразилия) и
8*
228	Глава 7. Фанерозой
Парагвай. В разрезе Жакарезиньо слои ледниковых континентальных отложений встречаются в группе Итараре 7 раз. Они разделены слоями песчаника и имеют мощности от 5 до 100 м. В разрезе Мато-Гроссо в группе Акидауана имеется три слоя тиллитов толщиной до 60—70 м, разделенных прослоями песчаников. Ледниковые отложения бассейна Параны (не считая его юго-западного языка в северо-восточной Аргентине) занимают площадь около 800 тыс. км2, что при средней мощности 500 м дает объем около 400 тыс. км3.
На рис. 7.5 вместе с районами выхода ледниковых отложений стрелками показаны направления движения льда, полученные на основании исследования штрихованного ледникового ложа, а также направления палеотечений. В бассейнах андийского пояса преобладают направления течений с запада и северо-запада. Но в некоторых бассейнах течения были направлены с востока; например, в бассейне Рио-Бланко отмечаются палеотечения со стороны гребней Пампы (Сьерра-де-Кордова). Выходы ледниковых отложений в Парагвае также свидетельствуют о палеотечениях, направленных с запада и юго-запада, а в Мато-Гроссо — с востока и юго-востока. По некоторым данным, до 70% обломков, содержащихся в южноамериканских тиллитах, не имеют известных источников пород на территории Южной Америки. Выходы подгруппы Итараре на побережье Атлантического океана указывают на движение льда с юго-востока; это же направление было преобладающим и у палеотечений.
Таким образом, источником ледяного покрова, который двигался на запад и сбрасывал ледниковый материал в бассейн Параны, должна была быть обширная суша, расположенная восточнее Южной Америки. Это же доказывает и сравнение объема ледниковых отложений с нынешним объемом пород, расположенных восточнее участка щита (включая и ныне затопленный континентальный склон). Последний слишком мал; источником материала должны были быть значительно более обширные пространства суши. Это, безусловно, была Африка. С другой стороны, источником материала в отложениях андийского пояса были в основном горные цепи Пампы, пояс более древних пород вблизи современной береговой черты Чили, а также Патагонский массив. Здесь, по-видимому, господствовало в основном оледенение альпийского типа. Горные ледники стекали на узкий шельф, и отлагаемая ими морена перемещалась далее грязевыми потоками или в результате оползней в более глубокие участки бассейна.
Континентальные ледники, текшие на северо-запад, распространялись тремя отдельными языками: на уругвайском щите, в штатах Парана и Санта-Катарина и в штате Сан-Пауло
§ 7.2 Оледенение Гондваны
229
Южная часть дуги Асунсион (группа Акидауана) стала источником льда и осадочного материала, который двигался на северо-восток, когда на востоке оледенение прекратилось. Разрезы бассейна Параны свидетельствуют о 10 отчетливых наступаниях ледников, которые разделялись эпохами флювиальной деятельности, возможно отражающими межледниковые периоды.
Тиллиты обнаружены не только на материке Южной Америки, но и на Фолклендских островах, лежащих в 500 км от Огненной Земли. Мощность этих тиллитов достигает 850 м, причем есть основания считать, что они образовались в результате отложения под водой материала из шельфового ледника. Для многих обломков на островах не обнаруживается возможных источников, что указывает на их происхождение из удаленных районов. Многочисленные индикаторы свидетельствуют о том, что перемещение материала происходило с запада на восток. Это, естественно, наводит на мысль о движении ледяного покрова со стороны Южной Америки. Существует, однако, и другое мнение, согласно которому лед двигался с юго-востока (так же, как в бассейне Параны), но впоследствии Фолклендские острова испытали тектоническое вращение, изменив свое положение относительно Южной Америки.
На рис. 7.6 показано распространение ледниковых отложений позднего палеозоя в Африке. Контурами ограничены районы, где наблюдаются выходы на поверхность ледниковых отложений нижней части так называемой системы Карру, широко распространенной в Южной Африке. Площадь, на которой обнаружены ледниковые отложения, составляет почти 3 млн. км2, эти районы простираются от 4° с. ш. до 32° ю. ш. Основными районами ледниковых отложений являются бассейн Карру, окаймленные сбросами блоки Ботсвана и бассейны Оранжевой реки, Замбези и Конго. Менее существенные обнажения имеются также в субледниковых долинах Юго-Западной Африки, в Родезии, Замбии и на Мадагаскаре.
Наиболее знаменитый пермо-карбоновый тиллит находится в свите Двайка, описанной еще А. дю-Тойтом [143], и лежащей в низах системы Карру. Свое название свита получила по р. Двайка около Принс-Альберта (ЮАР). Тиллит Двайка составляет основную часть толщи всей свиты, которая на юге бассейна Карру достигает 1200 м (из них на тиллит приходится 750 м, а остальная часть приходится на подстилающие тиллит и перекрывающие его сланцы), а к северу от 27° ю. ш. развита лишь местами. Выходы тиллитов на поверхность имеются главным образом на южной и западной окраинах бассейна Карру; однако благодаря наличию многочисленных скважин теперь можно составить представление о пространственном распределении тиллитов во всем бассейне. Наиболее мощные тиллиты (до
230
Глава 7. Фанерозой
1000 м) обнаруживаются на юге бассейна, где они полосой вытягиваются в широтном направлении. Далее к северу и северо-востоку мощность тиллитов быстро уменьшается, причем про-
Рис. 7.6. Распространение ледниковых отложений позднего палеозоя в Южной Африке.
1 — границы бассейнов с ледниковыми отложениями, 2 — направление движения льдов. Бассейны обозначены цифрами: 1 — Карру, 2—Ботсвана, 3 — Оранжевой реки, 4 — ледниковые долины северо-западной части Намибии, 5 —Мадагаскар, 6 — Замбези, 7 — Луаио, 8 — Луангва, 9 — Рухуху, 10 — Рувума, 11 — Конго.
странственное распределение тиллитов говорит о неровной подстилающей поверхности, изрезанной ледниковыми долинами. Незначительной мощностью тиллитов отличаются возвышенные области Лесото. Все это свидетельствует о том, что северные
§ 7.2 Оледенение Гондваны
231
районы бассейна Карру находились ближе к центрам оледенения, чем южная, более глубокая часть, где длительное время накапливались отложения донной ледниковой морены.
К настоящему времени в пределах бассейна Карру имеется более 100 пунктов, где обнаружены штрихи, оставленные ледником. Штрихованные ледниковые ложа и «валунные мостовые», наклон осей ледниковых долин, состав обломков — все эти признаки свидетельствуют о том, что имелись три основных источника льдов. Один из них находился к северу от бассейна Карру в северном Трансваале, Родезии, Замбии и Ботсване. Отсюда лед двигался на юг и, вероятно, выходил на поверхность океана, образуя подобие современного ледяного барьера Антарктиды. Другой источник льда располагался к востоку от бассейна, в Свазиленде, Мозамбике и еще восточнее, в области, где теперь располагается Индийский океан, а прежде находилась Антарктида. От этого Антарктического щита ледяной язык надвигался на район современного побережья Наталя. Наконец, третий источник льдов находился на западе, в районах, ныне прилегающих к Атлантическому океану. Отсюда к бассейну Карру спускался так называемый намалендский ледниковый язык, который, возможно, был наиболее древним и мог иметь даже девонский возраст.
Другим районом ледниковых отложений позднего палеозоя в Африке является блок Ботсвана, который простирается от Намибии через пустыню Калахари до Ботсваны на расстояние почти в 1000 км и имеет ширину примерно 250 км. На большей части территории этого блока, являющегося мелким полуграбеном, ледниковые отложения палеозоя прикрыты мощными позднетретичными и четвертичными слоями Калахари. Наиболее обширные выходы тиллитов на поверхность имеются на западе блока между городами Мариенталь и Китмансхуп (Юго-Западная Африка). В скважине Фреда в западной части блока отмечаются шесть слоев тиллитов мощностью от нескольких метров до 60 м, которые перемежаются слоями песчаника. В восточной части блока выходы и скважины также демонстрируют цикличность. Например, около Палапье скважина обнаружила ледниковые отложения толщиной, по крайней мере, 7 м, над ними располагаются слои варвитов мощностью 4 м, а еще выше вновь лежат тиллиты мощностью 21 м. Однако есть свидетельства, говорящие о том, что во многих случаях материал перерабатывался ледником по нескольку раз, так что даже в этом районе, близком к источнику льдов, было, несомненно, более чем два наступания ледников. Палеонтологические данные свидетельствуют о том, что два самых ранних слоя тиллитов относятся к карбону, тогда как большая часть ледниковых слоев имеет раннепермский возраст.
232
Глава 7. Фанерозой
В небольшом бассейне Оранжевой реки (150x50 км) вдоль границы между Намибией и ЮАР обнаружены тиллиты серого цвета мощностью от 7 до 15 м. Они залегают на 30-метровой толще красного алеврита, песчаника и сланцев, содержащих обломки. В этой нижней толще, также принадлежащей к системе Карру, местами обнаруживаются прослои тиллитов со штрихованными камнями. В нескольких местах обнажается штрихованное ложе, убедительно доказывающее ледниковое происхождение формации. Общее направление движения льда, согласно этим штрихам, было с севера на юг. Петрографический состав обломков связующего их цемента говорит о том, что источником-,для нижней, красноцветной части ледниковой формации был район Фиш-Ривер, лежащий в 300— 400 км севернее. Те же самые признаки более молодой, сероцветной части указывают на ее происхождение из районов, лежащих к северо-востоку от бассейна Оранжевой реки. Это наводит на мысль о том, что с течением времени направление движения льда изменялось от южного до юго-западного. Ископаемые останки (гастроподы, рыбы, амфибии) в лежащих выше тиллита серо-зеленых сланцах свидетельствуют о солоноватых водах, находившихся здесь во время их отложения. В слоях на 150 м выше тиллитов обнаружены останки скелета раннепермского мезозавра, что говорит о карбоново-раннепермском возрасте оледенения в этом районе.
В северо-западной части Намибии имеются U-образные долины, выработанные движущимся льдом. Здесь встречаются тиллиты и бараньи лбы, на дне и стенах долин имеются штрихи, свидетельствующие о движении льда с востока на запад. Оставленные льдом штрихи обнаруживаются на самых верхних участках стен долин. Это говорит о том, что в период максимального развития оледенения потоки льда полностью занимали долины, поднимались выше их краев и образовывали широкий сплошной покров, двигавшийся на запад. Палеонтологические находки в лежащих выше слоях также свидетельствуют о карбоновом и раннепермском возрасте оледенения.
Отложения ледникового происхождения обнаружены и в районе ограниченного сбросами блока Замбези, простирающегося от водопада Виктория вдоль границы между Родезией и Замбией на 500 км, а затем еще на столько же в глубь территории Мозамбика. Средняя ширина блока равна 80 км, так что площадь распространения отложений составляет примерно 80 тыс. км2. Ледниковое происхождение отложений доказывается наличием штрихованных и ограненных камней, а также варвитов. В средней части этого района обнаружены в разрезе два слоя тиллитов: нижний имеет мощность, по крайней мере,
§ 7.2 Оледенение Гондваны
233
25 м, а верхний — 3 м. Эти несортированные слои тиллитов разделены примерно метровым промежутком слоистого алеврита. В другом разрезе обнаружены три слоя тиллитов, что говорит, по меньшей мере, о трех наступаниях ледника. На основании анализа происхождения эрратических валунов можно сделать вывод о движении льда с востока на запад. Штрихи, оставленные льдом на валунах, показывают движение льда на северо-запад и юго-запад. Находки глоссоптерисовой флоры свидетельствуют о том, что возраст ледниковых отложений не моложе раннепермского (скорее всего, ранне- и позднекарбоно-вый). Выходы на поверхность нижних, палеозойских слоев системы Карру имеются и в других районах Южной Африки. Они обнаружены, например, в грабенах и полуграбенах Луано, Луангва и ряде других. Однако до сих пор эти отложения изучены плохо и не позволяют сделать каких-либо определенных выводов относительно характера, который носило здесь позднепалеозойское оледенение.
В ряде мест на востоке бассейна Конго имеются выходы тиллитов формации Лукуга, получившей свое название по широко известным выходам в ущелье этого названия к западу от оз. Танганьика. По возрасту эта формация коррелирует с относящейся к карбону формацией Двайка Южной Африки. Нижние слои формации в ущелье Лукуга состоят (снизу вверх) из конгломератов, песчаников и черных сланцев с эрратическими валунами. Эти слои покоятся (как показывают обнажения в некоторых местах) на штрихованном ледниковом ложе. Штрихи здесь указывают на движение льда к северу и северо-востоку. В районе р. Ловои, притока Луалабы, в формации Лукуга отмечаются, по крайней мере, пять слоев тиллитов, отделенных друг от друга сланцами с галькой и варвитами. В районе Ва-ликале к западу от оз. Киву нижние 150 м формации Лукуга состоят (сверху вниз) из сланцев с эрратическими валунами, из варвитовых сланцев, конгломератового песчаника и базальных тиллитов.
В шести местах под тиллитами и галечными сланцами формации Лукуга обнаружено ледниковое ложе, штрихи на котором показывают движение льдов в основном на север и северо-запад. Как указывалось выше, в ущелье Лукуга обнаружены штрихи, показывающие движение льда на северо-северо-восток. По-видимому, ледники, занимавшие возвышенные районы на востоке бассейна Конго, стекали в основном на запад и образовывали сплошной покров в низменных участках на краю огромного пресноводного озера, которое занимало бассейн Конго в конце карбона. О пресноводности озера свидетельствует отсутствие в отложениях морских ископаемых. Перемежающиеся слои тиллитов и галечных сланцев наводят на мысль, что
234
Глава 7. Фанерозой
в пределах бассейна было шесть наступаний льда, причем первое из них было максимальным. Споровый и пыльцевой анализ в этом районе показал, что ледниковые отложения формации Лукуга хорошо коррелируют с ледниковыми отложениями на других континентах, которые принадлежат позднему карбону. Можно сказать, что верхняя часть ледниковых отложений формации Лукуга имеет возраст от позднекарбонового до раннепермского, но самые нижние их части, возможно, относятся к раннему карбону.
Пермо-карбоновая ледниковая серия мощностью около 400 м имеется на Мадагаскаре. Она простирается с юга на север и лежит на метаморфизованных породах докембрия. В разрезах отмечается до пяти тиллитовых слоев. Так, в Анкинани-Сакуа (юг острова) над базальным тиллитом, залегающим на гнейсовых породах и имеющим мощность от 25 до 39 м, залегают еще четыре слоя тиллитов (мощностью около 2 м каждый), перемежающиеся слоями тонко- и грубозернистого песчаника и галечного конгломерата. Ледниковое происхождение подтверждается наличием параллельных штрихов на камнях, бараньих лбов и штрихованного ложа. Лед двигался здесь в общем на северо-запад, потоки воды от края ледника текли в северо-восточном направлении, о чем свидетельствует ископаемая рябь. Ледниковые отложения имеют по крайней мере раннепермский, а возможно — и позднекарбоновый возраст.
Таким образом, ледниковые отложения возраста от раннего карбона до ранней перми распространены на большой территории Африки. Тот факт, что они встречаются в удаленных друг от друга районах, вероятно, объясняется эрозией ледниковых отложений вскоре после их образования или позднее и широким развитием покрывающих их слоев Калахари. Оледенение продолжалось, по-видимому, около 50 (возможно, 70) млн. лет, т. е. на порядок дольше, чем последнее плейстоценовое оледенение в северном полушарии. За это время ледники наступали многократно, покрывая более ранние ледниковые отложения и оставляя после себя непрерывные мощные слои тиллитов лишь в глубоких бассейнах, таких как Карру или Конго.
Анализ ледниковых следов на всей рассматриваемой территории показывает, что центр оледенения располагался в Трансваале, Родезии и Замбии, откуда лед растекался на юг в виде трансваальского языка, спускавшегося в бассейн Карру, на за-падо-юго-запад в виде ботсванского языка и на запад в виде языка Каокофельд, который, вероятно, пересекал современную береговую черту и надвигался на примыкавший в то время к Африке уругвайский щит. Из этого же центра лед двигался тогда к африканскому берегу в области танзанийского изгиба, также на северо-восток в сторону Мадагаскара, примыкавшего
- 4 ‘
§ 7.2 Оледенение Гондваны
235
По-видимому, отсюда же лед двигался на север в возвышенный район на востоке бассейна Конго, откуда стекал на запад и образовывал ледовый барьер на пресноводном оз. Конго. Имеются свидетельства движения льда с северо-востока в прибрежных районах провинции Наталь. По-видимому, он двигался из центров, располагавшихся в примыкавшей тогда к Африке Антарктиде.
Рис. 7.7. Распространение ледниковых отложений позднего палеозоя в Антарктиде.
Следы позднепалеозойского оледенения в Антарктиде были впервые обнаружены в 1960 г., а теперь известно, что они встречаются во многих местах Трансантарктических гор, а также в горах Элсуэрт в Западной Антарктиде. Ледниковые отложения этого возраста обнаружены главным образом в трех бассейнах: Элсуэрт — Пенсакола, Хорлик—Куин-Мод и Бирдмор (рис. 7.7). В горах Элсуэрт и Пенсакола, давших название первому бассейну, ледниковые отложения залегают на мощном слое кварцевых аренитов (обломочные песчанистые породы), а над ними лежат слои песчаников и сланцев, содержащие останки растений. Ледниковые отложения здесь представлены очень мощным (не менее 300 м) и слабо слоистым тиллитом. Они
236
Глава 7. Фанерозой
очень напоминают слои позднепалеозойских отложений Фолклендских островов, прибрежной Аргентины и Капской провинции Южной Африки.
Например, в разрезе гребня Сентинел (горы Элсуэрт) мощность тиллита, называемого Конгломератом Уайтаут, составляет 1122 м. Тиллит состоит из иловатого цемента, в который включены круглые и полукруглые камни размером в основном до 10 см (иногда встречаются валуны до 1 м). Всего лишь 5% камней носят на себе штрихи, что объясняется исключительной твердостью пород, из которых состоят обломки (гранитов, кварцитов, гнейсов). Ископаемые ^станки в тиллитовом слое отсутствуют. В то же время ^лежащие ниже слои кварцита содержат органические останки, относящиеся к раннему кембрию. Формация Поларстар, лежащая непосредственно над тиллитом, содержит ископаемые останки глоссоптерисовой флоры. Это свидетельствует о позднепалеозойском возрасте тиллита. Есть некоторые указания на то, что движение в этом районе происходило на северо-северо-запад. Ледниковые следы в горах Пенсакола говорят о движении льда на юго-юго-запад. Тиллиты бассейна Элсуэрт — Пенсакола имеют, по-видимому, марино-гляциальное происхождение, о чем свидетельствует их большая мощность. Тиллиты гор Пенсакола имеют явные признаки отложений, типичных для края бассейна. Преобладающее здесь направление движения льда на юг говорит о наличии центра оледенения в восточной части моря Уэдделла. В то же время в южной части гор Пенсакола имеются признаки движения льда к северу со стороны возвышенности Тиль, что свидетельствует о наличии другого источника.
Разрез, имеющийся в горах Хорлик (гребень Огайо), показывает, что оледенение там также было многократным. Об этом говорит не только перемежаемость тиллитовых слоев, но и наличие нижнего штрихованного ложа и штрихованных ледниковых «валунных мостовых» на четырех различных уровнях. Этот разрез характеризует условия отложения ледникового материала в другом бассейне — Хорлик—Куин-Мод. Анализ показал, что в районе гребня Огайо лед двигался с востока на запад, а в остальной части этого бассейна поток льда был направлен в прямо противоположном направлении. В том же направлении несли материал и палеотечения. В бассейне Бирдмор выходы ледниковых отложений позднепалеозойского возраста обнаруживаются на краю Восточно-Антарктической платформы, спускающейся к морю Росса и его ледовому шельфу. Разрез в бассейне, например разрез на горе Работ, иллюстрирует множественность наступаний ледников. Движение льда, как об этом свидетельствуют обнажения штрихованного ложа, было направлено главным образом на юго-восток.
§ 7.2 Оледенение Гондваны
237
На основании целого ряда данных Л. Фрейкс и Дж. Кроуэлл делают вывод о том, что оледенение началось в начале карбона в районе моря Уэдделла, распространилось на весь Антарктический материк в перми и закончилось в конце этого периода. Они считают, что на протяжении этого периода центр оледенения перемещался из района моря Уэдделла сначала на юго-запад, а затем в перми на северо-запад и север в море Росса. Такое движение могло бы объяснить сложное распределение направлений течения льдов в Антарктиде, оно находит определенное подтверждение и в палеомагнитных данных.
Следы ледниковой деятельности в Австралии были открыты, и их позднепалеозойский возраст был доказан еще в прошлом веке. Сейчас известно множество выходов ледниковых отложений, штрихованных поверхностей ложа ледника, бараньих лбов, имеется много буровых скважин, обнаруживших тиллиты позднего палеозоя. На рис. 7.8 показаны основные бассейны, где обнаружены и описаны разрезы, содержащие позднепалеозойские ледниковые отложения.
Находки песчаных фораминифер, отпечатков останков листьев и споровый анализ показывают, что большая часть ледниковых и связанных с ледником отложений в штате Южная Австралия относится к сакмарскому веку перми ’, самые низы, однако,— местами к верхнему карбону. Неледниковые слои, лежащие выше, переходят в артинский век перми. По-видимому, оледенение началось в позднем карбоне, достигло максимального развития в сакмарском веке нижней перми и вслед затем быстро прекратилось. Ледниковый щит покрывал южную часть штата и приносил ледниковый материал с юга из района, где теперь находится Южный океан. Об этом свидетельствует, например, наличие экзотических глыб на полуострове Флёрьё к югу от Аделаиды. Несмотря на то что ледниковые языки во время максимального развития оледенения проникали далеко на север в глубь Северной Территории, на юге сохранились многие черты ледникового рельефа (например, ледниковые долины, заполненные мореной, озерными или морскими отложениями) . Это объясняется более поздним происхождением указанных форм рельефа в период отступания ледников и последнего их наступания и свидетельствует об их отступании на юг.
На территории штата Виктория рассеяно большое количество останцов, имеющих небольшую мощность и напоминающих
Пермский период подразделяется на ранне- и позднепермскую эпохи. Первая включает в себя века (начиная с самого древнего) ассельский, сакмар-ский, артинский и кунгурский. Вторая эпоха состоит из веков уфимского, казанского и татарского.
238
Глава 7. Фанерозой
ледниковые отложения. В некоторых местах толщина тиллитов все же довольно велика (например, в районе Бахус Марш несколько сотен метров). Местами имеются обрывки тиллитов с округленными, исштрихованными и ограненными камнями,
 Рис. 7.8. Основные бассейны с позднепалеозойскими ледниковыми отложениями в Австралии.
А — Аделаида, М — Мельбурн, Н — Ньюкасл, С — Сидней. У — Уииъярд.
лежащими на полированной поверхности с ледниковой штриховкой. Следы показывают, что лед в этом районе двигался с юго-запада на северо-восток. Останки листьев гангамоптери-сов, конулярииды и редкие морские беспозвоночные указывают на то, что ледниковые отложения в штате Виктория относятся к сакмарскому веку нижней перми. К тому же выводу приводит и споровый анализ. Континентальные ледники двигались в основном на север и северо-восток над территорией с волнистым рельефом. Фронт ледникового щита многократно колебался, то двигаясь вперед, то отступая назад. К северу от него располагалась относительно низменная местность с разбросанными здесь и там озерами, которые иногда имели доступ к морю.
§ 7.2 Оледенение Гондваиы
239
Самый нижний горизонт позднекарбоновых — пермских отложений на о. Тасмания занимает тиллит Уинъярд. Основное направление движения льда — на северо-восток, в сторону моря. Возраст этого тиллита — от верхнего карбона до сакмарского века. Дропстоны вероятного ледникового происхождения отмечаются даже в казанском веке верхней перми. В конце карбона на западе острова ледники стали более мощными, причем центр оледенения, вероятно, располагался западнее современной береговой черты. В ранней перми языки льда двигались на северо-восток, а когда они достигали уровня моря и опускались ниже его, то начинали двигаться на юго-восток. В конце сакмарского века ледники на острове в основном исчезли, но их остатки продолжали выносить огромные блоки к морю вплоть до поздней перми.
Верхнепалеозойские слои в штате Новый Южный Уэльс постепенно становятся все более мощными от центральных районов штата по направлению на восток к Тасмановой геосинклинали. В последней они имеют большую мощность и содержат ледниковые слои как континентального, так и морского происхождения. Палеонтологические данные показывают, что они отлагались в течение карбона и перми, но в их отложении имеется перерыв. Сложная структура и стратиграфия отложений свидетельствует о том, что здесь находилась сложная береговая черта, вблизи которой процесс отложения происходил в результате сбрасывания материала как льдом, так и грязевыми потоками или вымывающими потоками воды. Имеются и свидетельства отложения в озерах, эстуариях и лагунах.
Слои, несущие на себе отпечаток ледниковой деятельности, имеют на севере штата возраст намюрского века, или середины карбона1. Калий-аргоновое определение для биотита дало возраст 298 млн. лет, что совпадает с границей между средним и верхним карбоном. О карбоновом возрасте оледенения говорят также находки среднекарбоновых брахиопод вблизи от берега Тихого океана. По-видимому, первое карбоновое оледенение достигало расцвета именно в среднем и позднем карбоне, но началось, возможно, раньше, еще в намюрском веке. Слои, свидетельствующие о пермском оледенении, имеют возраст на юге сиднейского бассейна от сакмарского до кунгурского века перми, а возле Ньюкасла — от сакмарского до казанского. Дж. Кроуэлл и Л. Фрейкс [161] считают, что в Новом Южном Уэльсе на возвышенностях, лежащих вблизи от древнего побережья, в карбоне находились альпинотипные ледники. Эти ледники в конце позднего карбона сократились, и, вероятно,
1 Карбоновый (или каменноугольный) период подразделяется на раииюю (века турнейскнй, визейский, намюрский), среднюю (века башкирский, московский) и позднюю (века касимовский, гжельский) эпохи.
240
Глава 7. Фанерозой
какое-то время они отсутствовали. Пермское оледенение было уже континентальным, началось в сакмарском веке и длилось до казанского века. Ледниковый щит Нового Южного Уэльса соединялся на западе и юге со щитами Южной Австралии и Виктории.
В Квинсленде, так же как и в Новом Южном Уэльсе, формации, относящиеся к верхнему карбону (по споровому анализу и останкам растений), свидетельствуют об альпийском типе оледенения. Вместе с огромными камнями диаметрами до 4 м, сильно исштрихованными, а иногда и ограненными, имеются мощные тиллиты, включающее разорванные глыбы песчаника, по-видимому перемещенные грязевыми потоками. Следы ряби, уменьшение зернистости и толщины слоев свидетельствуют о направлении водных потоков на восток, к морю. По-видимому, прибрежный район был ограничен с запада горами, имевшими на себе альпинотипные ледники. Морские отложения, относящиеся к перми, имеют в своей толще эрратические валуны, вероятно принесенные айсбергами. Некоторые глыбы имеют размеры до 2 м и состоят из пород, свидетельствующих, что они могли быть принесены с северо-запада, но, возможно, имеют и другие, еще неизвестные источники. Возможно, они приносились издалека с юга. Как показывают оценки возраста соответствующих формаций, морские отложения с дропстонами были отложены в период с артинского до казанского века перми.
Слои, имеющие ледниковое происхождение, очень широко распространены в штате Западная Австралия. Они имеются не только в прибрежных бассейнах, но и в виде тонких выходов на окраинах пустынь. В пертском бассейне формация Нангетти, залегающая несогласно на докембрийском основании, содержит мощный тиллит, а также варвообразный алеврит вместе с конгломератами и сланцами. Широко распространены штрихованные и ограненные обломки. Имеются признаки того, что водные потоки от тающего ледника текли на северо-запад. В некоторых местах тонкие слои тиллитов перемежаются слоями сланцев и связываются друг с другом огромными глыбами, которые, вероятно, являются дропстонами. Источник оледенения, по-видимому, находился на щите Калгурли. Об этом, в частности, свидетельствуют породы обломков.
В бассейне Карнарвон широко известна группа Лайонс толщиной 1500 м, имеющая главным образом морское происхождение. Эти отложения могут быть объяснены только длительным переносом материала из далеких центров оледенения. Многочисленные выходы ледниковых отложений имеются также в бассейнах Каннинг и залива Жозеф-Бонапарт (который теперь находится на широте 14—15°), в пустыне Гибсона. По-видимому, лед занимал в перми возвышенность Кимберли и прилегающую
§ 7.2 Оледенение Гондваны
241
область вплоть до юго-западных районов Северной Территории.
Споровый анализ, находки беспозвоночных и микрофлоры, а также стратиграфические корреляции показывают, что оледенение в Западной Австралии, вероятно, началось еще в карбоне, но своего максимального развития оно, по-видимому, достигло в сакмарском веке. В это время лед двигался из центров оледенения, которые располагались на щите Калгурли, массивах Пилбара и Кимберли и, возможно, в Центральной Австралии.
Таким образом, позднепалеозойское оледенение Австралии было двух типов: альпийского и континентального. В течение карбона на горах вдоль края Тасмановой геосинклинали располагались альпинотипные ледники. В Квинсленде они существовали вплоть до сакмарского века. Континентальные ледяные щиты в конце карбона стали распространяться с юга и запада. Разнообразные данные показывают, что континентальное оледенение достигло своей кульминации в конце сакмарского или начале артинского века и затем быстро пошло на убыль.
Во время максимального развития оледенения ледяные щиты и языки протягивались через весь Новый Южный Уэльс и в глубь Австралийского континента на север, достигая Квинсленда и Северной Территории. В Западной Австралии центры оледенения занимали несколько возвышенных районов, в том числе массив Кимберли, лежащий ныне в тропиках. Ледяной покров исчез в конце перми, причем последними свидетелями его деятельности являются дропстоны в Тасмановой геосинклинали. Имеются свидетельства того, что эпиконтинентальная депрессия, образовавшаяся, возможно, в результате прогиба коры под тяжестью масс льда и заполненная морской водой, протягивалась через весь континент и соединяла океан Тетис на западе и Палео-Тихий океан на востоке. Характер имеющихся следов оледенения на юге Австралии говорит о том, что источники ледяных щитов располагались южнее, в районах, которые теперь занимают воды Южного океана.
На рис. 7.9 показано распространение знаменитых пермокарбоновых ледниковых отложений в тропической Индии и Пакистане. На п-ове Индостан ледниковые отложения входят в состав базальной формации Талчир группы Гондвана. Последняя представляет собой целый ряд формаций палеозоя и мезозоя от позднего карбона до альба-сеномана мелового периода и лежит на кристаллическом докембрийском фундаменте. Формация Талчир сложена различными типами пород. В нее входят тиллиты и тиллоиды, флювиальные конгломераты и песчаники, варвитовые слои с дропстонами и без них, а также турбидитовые (мутьевые) отложения. Тиллиты в этой формации лежат в ее основании и редко достигают суммарной мощности более 50 м. Встречается до трех слоев самостоятельных тилли
242
Глава 7. Фанерозой
тов, свидетельствующих о цикличности ледниковой деятельности. На п-ове Индостан оии обнаружены, прежде всего, в трех бассейнах продолговатой формы Коэль-Дамодар, Маханади и Пранхита-Годавари, представляющих собой долины одноимен-
Рис. 7.9. Распространение позднепалеозойских ледниковых отложений на п-ве Индостан и в предгорьях Гималаев.
/ — Соляной хребет, 2 — бассейн Коэль-Дамодар, 3— бассейн Маханади, 4 — бассейн Пенч-Канхан, 5 — бассейн Пранхита-Годавари. Стрелками показано направление движения льда.
ных рек. Кроме того, тиллиты, по возрасту коррелирующие с ледниковой формацией Талчир, обнаруживаются у южных подножий Гималаев на всем протяжении от индо-бирманской границы до Пакистана.
Фауна морских беспозвоночных, обнаруженная как в некоторых из упомянутых бассейнов п-ова Индостан, так и в Соляном хребте на севере Пакистана, позволяет провести параллель между слоями, в которых оиа была обнаружена, и отложениями группы Лайонс бассейна Карнарвон и формации Нан-гетти бассейна Перт в Австралии. На основании этого сход
§ 7.2 Оледенение Гондваны
243
ства фаун, включающих некоторых руководящих ископаемых, можно сделать заключение, что ледниковые слои Индостана и Гималаев имеют возраст от позднего карбона до сакмарского века перми. Этот вывод подтверждают также недавние находки останков глоссоптерисовой флоры, а также спорово-пыльцевой анализ.
Направления движения льда, полученные на основании анализа штрихованного ложа, петрографического состава эрратических валунов и других данных, обнаруживают довольно сложную картину. На рис. 7.9 эти направления показаны стрелками. Ледниковые щиты формировались на возвышенных участках, и оттуда лед стекал в сторону бассейнов, где накапливались ледниковые отложения. Сравнительно небольшая мощность тиллитов на п-ове Индостан говорит о том, что здесь преобладало континентальное оледенение, причем, оставшиеся следы являются отражением ледниковой деятельности лишь на последней стадии оледенения. Возможно, что во время максимального развития оледенения ледяной щит покрывал большую часть субконтинента и достигал берегов древнего океана Тетис на севере. Здесь и происходило отложение основной части материала, переносимого льдом. Выходы тиллитов у подножий Гималаев отмечают границу позднепалеозойской Индо-Пакистанской плиты. Незначительную мощность этих тиллитов многие исследователи склонны объяснять тем, что основная часть тиллитов была погребена или поглощена мантией Земли при столкновении плиты с главной частью Евразиатского материка. Поглощением океанической плиты Тетис и вздыманием при этом северной окраины субконтинента можно объяснить движение льда с севера на юг, например, в западногималайском районе. Такое объяснение, однако, плохо согласуется с малой распространенностью в Гималаях андезитовых лав, которые обычно связаны с поглощением океанических плит.
При реконструкции палеоклиматических условий необходимо иметь в виду, что в западной Индии не имеется ледниковых отложений. Одним из объяснений таких различий между восточной и западной Индией может быть, например, удаленность этой последней от источников влаги. Таким источником мог быть залив океана Тетис, находящийся между Индийским субконтинентом на западе и Австралией на востоке.
Оледенение в палеозое было распространено в основном в южном полушарии, которое в течение палеозоя оставалось континентальным. В северном, океаническом полушарии следы деятельности льда в палеозое обнаружены лишь в немногих местах на крайнем востоке современной Сибири. Здесь, например, в верховьях притока Колымы р. Омолон обнаружены ма-риногляциальные отложения — глинистые алевриты с включе
244
Глава 7. Фанерозой
ниями обломков неправильной формы. Найденные в соседних слоях ископаемые брахиоподы позволяют считать, что эти отложения относятся к казанскому веку перми.
Палеозойское оледенение на Земле началось, как мы видели, еще в силуре (а возможно, в ордовике), когда Южный полюс находился в северо-западной части Африки. Оно закончилось
Рис. 7.10. Генеральная схема максимальной фазы гондванского оледенения [175].
1 — область распространения следов ледниковой деятельности, 2 — древняя береговая линия, 3 — современная западная береговая линия Южной Америки, 4 — направление движения льда.
в перми, примерно через 200 млн. лет, когда полюс переместился из Восточной Антарктиды на поверхность южного Тихого океана. Максимума оно достигало, как видно из вышесказанного, в конце карбона — начале перми, причем эта максимальная фаза длилась 50—70 млн. лет.
На рис. 7.10 приводится одна из многочисленных генеральных схем гондванского оледенения в период его максимального развития. Центры оледенения находились в Восточной Антарктиде н в Южной Африке (Трансвааль, Родезия). Оттуда ледниковые языки распространялись на север, в Австралию, Индию, Южную Америку, достигая палеопараллели 45°, а в некого-
245
рых районах перетекая через нее. Максимум оледенения в пермо-карбоне наступил вследствие того, что в это время создались наиболее благоприятные условия для накопления льда. До конца каменноугольного периода южная околополярная область приходилась на части Гондваны, удаленные от крупных водоемов — источников влаги. В конце же карбона полюс, а с ним и центр оледенения, переместился в районы, обеспеченные влагой благодаря соседству океана.
В северо-западной части Южной Америки, в средней части Северной Америки, в Гренландии и на Шпицбергене, в Европе и Северной Африке, в районе Гималаев и в Восточной Азии — всюду имеются признаки теплого (сухого или влажного) климата перми. Эти районы лежали во время гондванского оледенения в тропической зоне. Тем не менее, как говорилось в предыдущем параграфе, эти тропические области (например, район Великих озер) обнаруживали относительное похолодание по сравнению с несколько более высокими широтами в другие геологические периоды. Это естественно связать с влиянием оледенения Гондваны.
Огромные пространства, занятые льдом, существенно увеличивали среднее альбедо Земли. Особенно значительный вклад в увеличение альбедо вносили ледяные потоки в средних широтах. В результате Земля недополучала большую долю возможного количества солнечного тепла. Это должно было привести к некоторому глобальному похолоданию. Кроме того, существование очень холодного южного полушария и сравнительно теплого северного должно было привести к асимметрии в расположении основных климатических зон. По-видимому, термический экватор вместе с экваториальной ложбиной должен был располагаться заметно севернее, чем в настоящее время.
Глава 8.	Кайнозой
Степень достоверности реконструкций климатов кайнозойской эры значительно возрастает. Это связано, во-первых, с более многочисленными находками индикаторов климата, а, во-вторых, с большей эффективностью применения принципа актуа-лизма.
На рубеже между мезозойской и кайнозойской эрами климат Земли в целом, по-видимому, отличался относительной мягкостью. Разнообразные палеоклиматические индикаторы указы
246
Глава 8. Кайнозой
вают на то, что климат был теплым, а в некоторых районах и влажным. Ледниковых покровов на суше и многолетних морских льдов в полярных областях не было, разность между температурами воды в этих районах и в экваториальной зоне, возможно, не превышала 15—16° С (примерно такая же разность была между температурами воздуха). Напомним, что в настоящее время эта разность составляет примерно 30° С (а разность между средними температурами воздуха равна 50—60° С!).
М~ Мадагаскар
Рис. 8.1. Океаническая палеоциркуляция на поверхности в конце мелового периода (Маастрихт) [170].
Палеогеографическая реконструкция мелового периода показывает (см. рис. 3.10 з), что расположение континентов начало приобретать какое-то сходство с современным. На рис. 8.1 показана океаническая палеоциркуляция в предпоследнем веке мелового периода — Маастрихте [170]. Расположение континентов, заимствованное у Р. Дитца и Дж. Холдена [140], мало отличается от приводившегося нами выше. Различие имеется в очертаниях береговой линии, что связано со все еще продолжавшейся меловой трансгрессией. При реконструкции океанских палеотечений Маастрихта У. Гордон использовал в качестве индикатора распределение ископаемых морских организмов, чувствительных к температуре, и руководствовался принципом аналогичности основных черт средней атмосферной циркуляции мелового периода и современной эпохи.
Основной чертой, характерной для циркуляции поверхностных вод океана, является наличие циркумглобального экваториального течения, которое пересекало с востока на запад Тихий океан, Тетис, Саргассово и Карибское моря и вновь возвращалось в пределы Тихого океана. В Тихом океане, так же
247
как и в настоящее время, существовало экваториальное восточное противотечение, поскольку и тогда имелись все необходимые для его образования предпосылки. Подобно тому как сейчас северо-восточный выступ Южно-Американского континента отклоняет теплые воды Южного Пассатного течения в северное полушарие, глыба Африканско-Аравийского материка отклоняла большую часть вод теплого Западного Экваториального течения к северу. Часть этих вод затем поступала через ряд проливов (в том числе через узкую тогда Северную Атлантику) в Арктический океан. Гольфстрима как такового не существовало. Вместо него вдоль берегов Северной Америки от Нью-Джерси до Мексики находилось теплое течение, несшее в противоположном направлении воды океана Тетис. В северной и южной частях Тихого океана располагались подобные современным антициклонические круговороты, они были обширнее современных и сдвинуты к полюсам.
В Южной Атлантике, уже достаточно широко раскрывшейся к этому времени, имел место подобный современному антицик-лонический круговорот вод с относительно прохладным Бен-гельским течением и теплым Бразильским течением. Существовал и аналог современного теплого течения Игольного мыса, омывающего юго-восточный берег Африки. Западный дрейф вод южного полушария уже стал циркумполярным течением, однако его характер был иным, чем сейчас. Во-первых, пролив между Южной Америкой и Антарктидой был уже современного, и большая часть вод отклонялась к северу и следовала вдоль берега Южной Америки. Во-вторых, Австралия, составлявшая в то время единое целое с Антарктидой, простиралась к северу до 30—40-й параллели. Поэтому Западный Дрейф отклонялся у ее берегов в средние широты и его воды, продвигаясь на север, становились более теплыми. Таким образом, между низкими и высокими широтами южного полушария осуществлялся более интенсивный водо- и теплообмен, чем в настоящее время.
Нетрудно представить себе и атмосферную циркуляцию того времени, которая должна была приводить в движение поверхностные воды океана. Необходимо учитывать только, что в силу слабых широтных градиентов средних температур в начале кайнозоя общая атмосферная циркуляция (и связанная с ней океаническая циркуляция) стала гораздо менее энергичной, чем современная. Пояса пассатных ветров были расширены в сторону полярных областей, а зоны западных ветров умеренных широт соответственно оттеснены к северу и к югу. Циклоническая деятельность на полярных фронтах (главным образом в Тихом океане) была менее развитой, зато, по-видимому, более часто образовывались тропические циклоны, обрушивавшиеся на приэкваториальные участки суши.
248
Глава 8. Кайнозой
Кайнозойская эра, как мы видели выше, характеризовалась постепенным похолоданием вплоть до развития максимального оледенения в плейстоцене. На фоне этого общего понижения температуры основными событиями, характеризующими климат Земли или существенно повлиявшими на него, были открытие и формирование Северной Атлантики в ее современных очертаниях и новое оледенение Антарктиды. Кроме этих двух основных событий, немаловажное значение для климата имели и некоторые другие события кайнозоя — отделение Австралии от Антарктиды и окончательное формирование Антарктического циркумполярного течения, закрытие океана Тетис и возникновение Средиземного моря, а1 затем неоднократные высыхания и заполнения водой его котловины, полное прекращение сообщения между Атлантическим и Тихим океанами в результате поднятия Панамского перешейка. Наконец, появление ледников и морских льдов в северном полушарии.
§ 8.1. История оледенения Антарктиды
После таяния пермо-карбоновых ледяных щитов Антарктида оставалась в течение всего мезозоя, а впоследствии и кайнозоя в южной приполярной области, испытывая очень небольшие смещения сначала в одном направлении, в сторону от полюса вращения, а затем в противоположном.
Благодаря интенсивным исследованиям в Антарктиде в последние годы теперь известно, какой рельеф скрыт под мощными ледниковыми щитами. Подледная поверхность в Восточной Антарктиде лежит в основном выше уровня моря, причем в некоторых областях возвышается на 3 км и более (до 3390 м в горах Гамбурцева и более 4000 м в Трансантарктических горах). По некоторым оценкам, для восстановления изостатиче-ского равновесия после уничтожения ледяных щитов потребуется подъем Восточной Антарктиды на 500—1000 м, так что до оледенения практически вся Восточная Антарктида представляла собой высокий материк. В Западной Антарктиде, отделенной от Восточной Трансантарктическими горами, подледная поверхность в настоящее время лежит в основном ниже уровня моря. Над уровнем моря возвышаются лишь наиболее высокие участки, как Антарктический полуостров и горы Элсуэрт, Джонс и Экзекьютив Коммити. В Западной Антарктиде мощность ледниковых щитов меньше, причем в значительной мере это шельфовые ледники; поэтому восстановление изостатиче-ского равновесия при отсутствии ледового покрова относительно мало изменит высоту поверхности. Значит, до оледенения Западная Антарктида представляла собой обширный ар
§ 8.1. История оледенения Антарктиды
249
хипелаг, в котором горные вершины на некоторых островах достигали высоты 5 км и более.
Обнажения пород третичного периода, содержащие ископаемые останки животных и растений, в самой Антарктиде весьма редки [138]. Они сосредоточены в основном на островах, лежащих возле берегов Западной Антарктиды (в частности, Антарктического полуострова). Так, на о. Кинг-Джордж (Ватерлоо) (62° ю. ш., 58° з. д.), входящем в состав Южных Шетландских островов, обнаружены многочисленные останки листьев и стволов деревьев. Они говорят о богатой и разнообразной растительности первой половины третичного периода, которая состояла из деревьев с опадающей листвой, а также из хвойных деревьев. Аналогичные находки, сделанные на о. Сеймур (64° ю. ш., 57° з. д.), лежащем на шельфе и некогда объединенном с Антарктическим полуостровом, свидетельствуют об умеренном климате в течение первой половины эоцена.
Вплоть до начала эоцена (около 55 млн. лет назад) Антарктида составляла единое целое с Австралией; на территории этой последней не обнаруживается каких-либо следов ледниковой деятельности в предшествовавший период. По-видимому, таких следов не было бы обнаружено и на территории самой Антарктиды, если бы ее поверхность была сейчас свободной ото льдов. Впоследствии в позднем миоцене, когда Австралия уже отделилась от Антарктиды и сместилась на север, на ней произошло сначала локальное, а затем очень резкое общее понижение температуры. Оно было связано с появлением обширного ледового панциря, сковавшего соседний Антарктический архипелаг.
Установить время начала нового оледенения Антарктиды помогают глубоководные колонки грунта, поднятые со дна Южного океана, омывающего берега Антарктиды, и особенно результаты глубоководного бурения. При анализе колонок широко использовался метод палеомагнитной стратификации. Он опирается на тот факт, что хронология обращений магнитного поля Земли достаточно хорошо известна для нескольких десятков миллионов лет.
Эта хронология для последних 4 млн. лет показана на рис. 8.2. Крупные чередующиеся эпохи нормальной (Н) и обратной (О) полярности получили свои названия по именам ученых, внесших вклад в изучение геомагнитного поля. Это, от настоящего в прошлое, эпохи Брюн (Н), Матуяма (О), Гаусс (Н), Гильберт (О). Внутри этих крупных эпох обнаружены короткие всплески — события — противоположной полярности, которые именуются по местностям их обнаружения. Это события Харамильо (Н)—0,94 млн. лет назад, Гильза (Н) — 1,62 млн. лет, двойное событие Олдувай (Н) (В— 1,87 млн. лет и А — 1,95 млн. лет), Казна (О) —2,80 млн. лет, Маммот (О) —
250
Глава 8. Кайнозой
Рис. 8.2. Хронология обращений земного магнитного поля за последние 4 млн. лет.
3,06 млн. лет, Кочити (Н)—3,7 млн. лет, Нунивак (Н) —4,1 млн. лет.
Большой вклад в изучение кайнозойского оледенения Антарктиды внесли, как упоминалось выше, исследования бурового судна «Гломар Челленджер» в 1972—1974 гг. Можно сказать, что в настоящее время они составляют основу наших знаний о кайнозойском оледенении Антарктиды [198]. Полученные при бурении керны были подвергнуты всестороннему анализу. Исследования палеомагнитных аномалий позволили определить возраст отложений, а изменения характера отложений (терригенные или океанические) — оценить глубину и удаленность от берегов дрейфующих континентов. Несогласия в залегании и перерывы в последовательности отложений дали представление об интенсивности глубинной циркуляции, о возникновении термохалинной циркуляции современного типа. Далее, изотопно-кислородный анализ раковинок бентосных и планктонных фора-
минифер позволил судить об изменениях температуры придонных и поверхностных вод. Появление в отложениях эрратических частиц и их количество позволили проследить постепенное увеличение области распространения айсбергов. Распределение в пространстве кремниевых и известковых отложений показало положение антарктической конвергенции, различные биогеографические показатели (растительные останки, состав и разнообразие сообществ и т. п.) —условия палеосреды.
Анализ кернов показал, что обширное оледенение Антарктиды началось в миоцене, а в некоторых частях, возможно, еще в олигоцене [182, 198, 209]. Во всяком случае, эрратические частицы начинают встречаться в примыкающих к берегам районах в отложениях раннего и позднего олигоцена. По данным этого анализа, антарктическая конвергенция, которая служит экологической границей для диатомей и фораминифер, впервые
§ 8.1. История оледенения Антарктиды	251
установилась в раннем миоцене, а в конце миоцена она скачком передвинулась на север примерно на 300 км. Эти же исследования позволяют утверждать, что оледенение достигло максимума 4—5 млн. лет назад — в конце миоцена — плиоцене, после чего началось таяние и быстрое отступание льда в положение, близкое к современному.
Палинологический анализ колонок, полученных при глубинном бурении с судна «Гломар Челленджер» в море Росса, показал, что растительность в этой части Антарктиды существовала, по крайней мере, до позднего олигоцена. Калий-аргоновый метод дал для возраста доледникового глауконитового песчаника цифру 26±0,4 млн. лет [196]. Еще один интересный вывод из анализа колонок «Гломара Челленджера» — чрезвычайно быстрый переход к ледниковым условиям.
Исключительно важную роль в обширном оледенении Антарктиды сыграло окончательное формирование Антарктического циркумполярного течения. По данным глубоководного бурения, проведенного в океане между Антарктидой и Австралией, это произошло в середине олигоцена (27—28 млн. лет назад) [188]. С установлением этого течения Антарктида, расположенная в приполярной области, почти полностью обособилась от окружающих областей как океанологически, так и метеорологически. Обмен теплом и водами между антарктической областью и средними широтами резко сократился, в результате чего южная полярная область стала сильно охлаждаться. Наличие однородной водной поверхности, окружающей Антарктиду со всех сторон, способствовало зональному расположению обострившегося атмосферного фронта. Преобладающие зональные траектории возмущений на этом фронте еще более усугубляли изоляцию Антарктиды.
По материалам глубоководного бурения [198], в истории оледенения Антарктиды в кайнозое можно выделить несколько основных вех. Хотя отделение Австралии от Антарктиды началось еще в раннем эоцене (около 55 млн- лет назад) и в течение 1 этого времени продолжалось постепенное похолодание, только ’ на границе эоцена и олигоцена (38 млн. лет назад) зафиксировано первое качественное изменение климата, связанное с некоторым заглублением Южно-Тасманова поднятия и возникновением пока неглубокого циркумполярного течения. Стали образовываться значительные количества морского льда, температура придонных вод понизилась примерно на 5°С, возникла термохалинная циркуляция, подобная современной, началась эрозия отложений (особенно в западных частях океанов), произошло заглубление уровня карбонатной компенсации, т. е. уровня, ниже которого карбонаты уже растворяются или не отлагаются. Вторая важная веха — образование Антарктического
252
Глава 8. Кайнозой
щита в среднем миоцене (14—11 млн. лет назад), которое Дж. Кеннетт связывает с закрытием Австрало-Индонезийского глубоководного прохода между Тихим и Индийским океанами. Наконец, третьей важной вехой можно считать максимум оледенения в конце миоцена (около 5 млн. лет назад), о котором упоминалось выше.
Ледниковых отложений — тиллитов — в Антарктиде не обнаруживается вплоть до миоцена, так что можно считать, что до этой эпохи имелись лишь прибрежные ледники с ледяными шапками на возвышениях и в горных цепях Антарктического полуострова и островов, находившихся на месте нынешней Западной Антарктиды. Возможно, они были также на вершинах Трансантарктических гор Восточной Антарктиды, на субантарктических островах и в южной Патагонии.
Самые древние кайнозойские следы деятельности покровных ледников в Антарктиде имеются в горах Джонс (74° ю. ш., Берег Эйтса). Здесь на мезозойском гранитном фундаменте, срезанном эрозией, имеются многочисленные штрихи, борозды и зарубки. На этом фундаменте залегают линзы тиллитов, связанные с вулканогенными породами. Возраст этих пород и включенных в них тиллитов, согласно калий-аргоновым определениям, составляет не менее 7 млн. лет. Следует считать, что именно в этот период началось обширное материковое оледенение Антарктиды. К тому же выводу об оледенении Антарктиды в миоцене — плиоцене приводит наличие зарубок (по-видимому, ледниковых) на поверхности вулканических пород (возрастом около 6 млн. лет) в горах Экзекьютив Коммити в Западной Антарктиде. Трансантарктические горы в ряде мест прорезаны глубокими ледниковыми долинами с так называемыми выводными ледниками, в которых лед движется со стороны Восточно-Антарктического щита. Современной особенностью нескольких таких долин в районе пролива Мак-Мердо является то, что они свободны ото льда- В верховьях этих долин (долины Тейлор, Райт и Виктория — так называемые сухие долины) нависают массы льда, принадлежащие уже Восточно-Антарктическому щиту. Калий-аргоновый анализ базальтовых лав в этих долинах показал, что возраст долин должен быть больше 4 млн. лет. Поскольку потоки льда могли выпахать такие долины лишь при условии, что мощность Восточно-Антарктического щита была больше, чем в настоящее время, оледенение в Восточной Антарктиде достигло своего максимального развития либо в течение плиоцена, либо несколько ранее этой эпохи. Имеются сообщения о том, что на островах и полуостровах моря Росса, еще более удаленных от центра материка, обнаруживаются обломочные породы возрастом до 7,4 млн. лет, носящие следы соприкосновения с ледниковым покровом. Это также свиде
§8.1. История оледенения Антарктиды
253
тельствует о том, что в позднем миоцене и раннем плиоцене ледниковый щит Восточной Антарктиды был более мощным и более обширным, чем в настоящее время.
Датировка сравнительно молодых кернов по обращениям полярности геомагнитного поля показывает, что перенос терригенного материала айсбергами происходил более чем 5 млн-лет назад.
Еще одним косвенным свидетельством, позволяющим наметить время начала оледенения Антарктиды, является изменение уровня океана в результате изъятия воды, идущей на образование ледяных щитов. Имеются разнообразного характера данные, полученные на разных берегах Мирового океана (Новая Зеландия, Калифорния, Флорида и т. д.), говорящие о том, что с середины миоцена до конца плиоцена происходило значительное понижение уровня, тогда как в предшествовавшие эпохи третичного периода существенных изменений уровня не отмечалось. По некоторым оценкам, описанное понижение составило от 70 до 100 м [283].
Таким образом, все имеющиеся данные свидетельствуют о том, что в начале и в середине третичного периода в Антарктиде господствовал умеренный, возможно, прохладный климат. Не исключено, что в это время имелись ледники в прибрежных горах и местами ледяные шапки венчали высокогорья. Но нет прямых признаков существования в это время обширных материковых ледниковых щитов (правда, нельзя исключить возможности существования такого ледникового покрова на Земле Королевы Мод, где до сих пор в третичных отложениях не обнаружено останков ископаемой флоры и фауны). Можно сделать вывод, что в Западной Антарктиде огромный ледниковый щит уже существовал к концу миоцена, а, по крайней мере, к середине плиоцена ледниковый щит Восточной Антарктиды достиг своего максимального развития, временами превосходя современные размеры.
Следствия образования ледниковых щитов Антарктиды в миоцене — плиоцене вкратце сводятся к следующему. Прежде всего, оледенение привело к значительному понижению уровня Мирового океана. Известно, что изъятие из океана количества воды, эквивалентного массе современного ледяного щита Антарктиды, привело к понижению уровня на 55 м. В фазы максимального развития ледяного щита это понижение достигало, как упоминалось выше, 70—100 м, т. е. уровень океана был на 15—45 м ниже современного. Понижение уровня океана в зависимости от размера может привести к заметному увеличению континентальности климата просто в результате осушения шельфов. С другой стороны, понижение уровня океана — это повышение окружающих участков суши. Это означает уменьши-
254
Глава 8. Кайнозой
ние высоты снеговой линии относительно ее прежнего уровня, что может существенно расширить области возможного накопления снега и образования в конечном счете ледового покрова. Наконец, понижение уровня океана может существенно изменить водообмен между различными бассейнами и тем самым повлиять на локальный, а, возможно, и глобальный климат.
Оледенение Антарктиды привело к общему похолоданию климата Земли также и вследствие того, что в результате увеличения альбедоподстилающей поверхности планета в целом стала регулярно недополучать значительное количество солнечной энергии.	6
Наконец, в результате оледенения Антарктиды произошли важные изменения океанической циркуляции и, прежде всего, глубинной океанической циркуляции. У берегов Антарктиды поверхностные воды циркумполярного круговорота охлаждаются, становятся более тяжелыми, опускаются на глубины и, распространяясь на север, заполняют самые глубокие котловины всех океанов. Значит, Антарктида стала действовать как холодильник для всего Мирового океана.
§ 8.2. Оледенение в северном полушарии
Об общем похолодании климата Земли к концу миоцена говорит и начавшееся оледенение в северном полушарии, на южной Аляске. Здесь еще в начале XX в. на северо-восточных склонах гор Врангеля были обнаружены ледниковые отложения [137]. В некоторых случаях они включали в себя до 12 слоев тиллитов, перемежающихся флювиальными отложениями и застывшими лавовыми потоками. Самые древние тиллиты, по калийаргоновым определениям, имеют возраст 10 млн. лет и более. Возрасты большей части тиллитовых слоев группируются вокруг 9—10 млн. лет. По крайней мере трижды происходили наступания льда за период от 9 до 2 млн. лет, причем одно из них приходится на 3,6 млн. лет (в это время, по-видимому, наступило максимальное оледенение в Антарктиде). По меньшей мере еще 4 оледенения (сверх 12) имели возраст меньше 2 млн. лет и относятся уже к плейстоцену.
Об оледенениях на Аляске в позднем миоцене и плиоцене свидетельствуют также ледниковые отложения в других районах. Их широкое распространение позволяет сделать заключение о значительной мощности оледенения. Так, огромная толща тиллитов морского происхождения обнаружена в прибрежной зоне залива Аляска вдоль южных склонов гор Чугач и Св. Ильи. В районе Якатага имеются разрезы третичных осадочных пород мощностью до 8 км. В самой нижней формации (до 3 км) преобладают песчаники и алевриты, перемежающиеся многочис
§ 8.2. Оледенение в северном полушарии
255
ленными тонкими слоями угля. Фауна беспозвоночных говорит об умеренном или субтропическом климате эоцена. Следующая формация (мощностью до 2 км) включает в себя морские отложения примерно таких же климатических условий в олигоцене или раннем миоцене. Наконец, самая верхняя формация (до 3 км), получившая название формации Якатага, состоит из морских осадочных пород, содержащих тиллитовые слои во всей толще, но с преобладанием их в верхней части. Ископаемая фауна моллюсков свидетельствует о холодном климате и позволяет отнести самые нижние морские тиллиты к позднему миоцену или раннему плиоцену. На о. Миддлтон, расположенном в заливе Аляска примерно в 100 км от берега материка, обнаружены также тиллиты морского происхождения, которые относятся к позднему плиоцену и раннему и среднему плейстоцену [137, 234].
Все эти данные вместе с анализом ископаемой флоры [304] позволяют нарисовать картину изменения климата Аляски и прилегающих областей северо-западной части Северной Америки. В начале кайнозоя здесь господствовали климаты субтропического и умеренного типа (как это показывают морская фауна и флора). Уже в палеоцене началось постепенное похолодание, сменившееся затем потеплением, продолжавшимся до начала олигоцена. В середине олигоцена произошло сильное и резкое похолодание, опять-таки сменившееся потеплением в конце олигоцена. Это потепление достигло максимума в середине миоцена, а в позднем миоцене началось наиболее значительное похолодание, которое привело к возникновению ледников Южной Аляски.
Коренное изменение флоры позволяет утверждать, что в течение 4 млн. лет средняя температура самого теплого месяца (июля) понизилась на 7° С. Климат стал похожим на современный в начале плиоцена, но его ухудшение продолжалось вплоть до плейстоцена. На фоне продолжавшегося похолодания происходили многократные наступания и отступания ледников. Интересно, что к миоцену и плиоцену относится также основное ухудшение климата на Чукотском полуострове [58]. В течение неогена умеренный климат со средней годовой температурой + Ю°С, мягкой зимой и умеренно влажным прохладным летом сменился более холодным климатом со средней температурой около 0°С и с пониженной влажностью. В результате бореальные леса, подобные произрастающим в настоящее время в бассейне р. Амур, сначала обеднели широколиственными породами, а затем сменились елово-сосновыми редколесьями.
В позднем плиоцене обнаруживаются ледниковые отложения и в других местах северного полушария. Так, известные ледниковые отложения североамериканской Сьерры-Невады
256
Глава 8. Кайнозой
(на 38° с. ш.) датируются возрастом 2,7—3,1 млн. лет. В северной части Исландии в верхней части толщи осадочных пород, имеющих возраст конца плиоцена и плейстоцена, обнаружены ледниковые отложения, свидетельствующие по меньшей мере о десяти отступаниях и наступаниях ледников. При этом их распространение столь широко, что позволяет предположить существование оледенения глобального характера. Самые древние отложения имеют возраст от 2 до 3 млн. лет (по палеомаг-нитной стратиграфии). На северо-востоке Исландии (район Екульдалур) в обширном районе также обнаружены ледниковые отложения, причем самце древние из них имеют возраст около 3 млн. лет согласно калий-аргоновому методу. В Исландии встречаются и более древние тиллиты, но они приурочены к горным районам, и это не позволяет говорить о более древнем покровном оледенении.
Именно к этому времени относится, по-видимому, образование ледникового щита Гренландии- Еще в начале кайнозоя в Гренландии господствовал теплый климат, напоминающий нынешний климат Средиземноморья или Флориды, но с несколько более обильными осадками. Ископаемые останки растений говорят о пышных теплолюбивых лесах, покрывавших этот остров. Большая часть Гренландии представляла собой в то время обширное плато с более высокими горными цепями вдоль берегов. Особенно высокими были горы, протягивавшиеся вдоль восточного берега. Южная часть Гренландии была тогда сравнительно высокой молодой горной страной альпийского типа. Плато, лежавшее к северу, имело общий наклон с востока на запад, и реки, дренировавшие плато, текли в сторону Баффинова моря к заливам Диско и Уманак.
Когда климат стал ухудшаться, в южной части Гренландии сначала появились высокогорные ледники [157]. С течением времени они объединились и образовали сплошной Южно-Гренландский ледяной щит. Одновременно возникли ледники на прибрежных горах в центральной и северной частях Гренландии, прежде всего на склонах, обращенных к морю. Особенно много осадков в виде снега выпадало на склонах гор на восточном берегу, где воздух северных секторов проходящих циклонов был особенно богат влагой. Постепенно горные ледники стали спускаться все ниже, образуя обширные ледники подножий на суше и плавающий ледниковый шельф у морских берегов. Некогда богатая лесами Центральная Гренландия превратилась в заболоченную равнину, стоку вод с которой препятствовали прибрежные ледники на западе. Ледники медленно продолжали распространяться в глубь острова с обеих сторон, а на мористой стороне рождали многочисленные айсберги. С дальнейшим падением температуры внутри острова возникла вечная мерз
§ 8.2. Оледенение в северном полушарии	257
лота, почва перестала просыхать даже летом, образовались, стали увеличиваться и сливаться друг с другом снежные поля, пока они и ледники западного и восточного побережий не образовали единое плато снега и льда.
Льдоразделы, от которых лед движется в противоположные стороны, постепенно отодвигались от берегов. Возможно, что нарастание льда в центральных районах Гренландии было обязано отчасти вымораживанию влаги из воздуха, опускающегося в господствующем здесь антициклоне. С течением времени сближение восточного и западного льдоразделов, нарастание толщины ледяного щита в центральной части привели к образованию единого льдораздела несколько ближе к восточному берегу, к слиянию льда центральной области с южногренландским льдом и к возникновению Гренландского щита, который с тех пор никогда не растаивал, а лишь испытывал некоторые колебания.
В периоды максимального оледенения ледяной щит покрывал весь остров (кроме Земли Пири на Крайнем Севере, где было, по-видимому, слишком мало осадков) и большую долю осушавшегося материкового шельфа. Мощность льда в некоторых районах острова (например, в центральной части) достигала 3 км и более.
Под огромной тяжестью льда земная кора прогнулась, в результате чего большие площади подледной поверхности оказались ниже уровня моря. Известные сейчас большие рыбные банки к западу от Гренландии, вероятно, являются остатками морен, которые образовались у границ ледяного щита. Непосредственно к Гренландскому щиту примыкала ледяная шапка о. Элсмир к северо-западу от Гренландии. Имеются, однако, свидетельства (например, так называемые «руководящие валуны»), что эта шапка имела независимые от Гренландского щита динамику и режим-
Не исключено также, что в неогене в очаговых районах главных позднеплейстоценовых ледниковых щитов северного полушария — Лаврентийского и Фенноскандинавского — имелись небольшие ледниковые массивы, следы которых оказались впоследствии стертыми. К этому же периоду относится появление покрова паковых льдов в Арктическом океане.
Интересные результаты дало исследование колонок грунта (более 100 колонок), поднятых в Центральном Арктическом бассейне с дрейфующих полярных станций [120]. Основной акцент при исследовании был сделан на анализе раковинок планктонных фораминифер, обитающих в верхнем 200-метровом слое океана. Возраст самых древних горизонтов колонок достигал 4 млн. лет и более (по магнитостратиграфической хронологии).“
9 Заказ № 1742
258
Глава 8. Кайнозой
Рис. 8.3. Обобщенное распределение во времени содержания скелетов фо-рамииифер по более чем 100 колонкам грунта из Арктического океана [120].
Оказалось, что такой эффективный в других частях Мирового океана показатель изменений климата, как видовое разнообразие фораминифер, здесь не может быть использован. В поднятых колонках было обнаружено всего два вида планктонных фораминифер. Уже само это обстоятельство говорит о довольно суровых климатических условиях в Арктическом бассейне на протяжении последних 3—4 млн. лет.
Анализ изменения со временем содержания фораминифер Г лобигерина пахидерма в колонках грунта показал, что в течение эпохи Брюн (от на
ших дней до 700 тыс. лет назад) фораминиферы имелись в изобилии (рис. 8.3). На фоне этого изобилия имеются незначительные колебания в содержании их раковинок. В эпоху Матуяма (с обратным геомагнитным полем) были обнаружены еще два пика в количестве фораминифер. Между этими тремя пиками в количестве фораминифер и ранее самого древнего из них раковинок этих организмов не оказалось совсем. Интересно, что процентное содержание раковинок теплолюбивых фораминифер (у которых камеры известковых раковинок располагаются по спирали с правым вращением) оказалось наибольшим именно в верхних слоях грунта, хотя во всех случаях преобладали холодноводные формы (с левым вращением).
Естественно толковать пики в количестве фораминифер как свидетельства условий, подобных современным. Возникает вопрос, почему нет фораминифер в промежутках между пиками? Слишком холодная вода для их существования? Это исключается, поскольку она не может быть холоднее, чем в настоящее время подо льдом. Может быть, наоборот, воды были слишком теплыми, и известковые раковинки фораминифер раст-
§ 8.3. История Средиземного моря
259
ворялись при падении на дно и в результате длительного нахождения на его поверхности? Однако этому выводу противоречит распределение эрратических частиц (оно также анализировалось при исследовании колонок), которое должно было бы иметь пики в эти периоды вследствие более свободного дрейфа и таяния льда. Кроме того, маловероятно, чтобы температура повысилась настолько, что огромное (благодаря необходимой вспышке из-за повышения температуры) количество известковых раковин фораминифер растворилось без остатка. Всего вероятнее, что отсутствие фораминифер (энергетика которых базируется на фотосинтезе) говорит о недостатке света, проникновению которого в верхние слои воды препятствовал толстый слой льда. К такому выводу приводит и тот факт, что даже в самых низких горизонтах колонок (возрастом в 3 млн. лет) были найдены эрратические частицы, свидетельствующие о наличии льдов, приносящих терригенный материал.
Основной вывод из этих исследований состоит в том, что Арктический бассейн замерз, по крайней мере, с середины плиоцена, и с тех пор его состояние было относительно устойчивым. Морские паковые льды покрывали его все время, происходили только колебания толщины ледового покрова. Этот вывод является довольно сильным возражением против известной гипотезы М. Юинга и У. Донна [148, 149], согласно которой максимальные континентальные оледенения (которые повторялись многократно) совпадали по времени и были обусловлены теплым, свободным от льдов Арктическим океаном.
§ 8.3. История Средиземного моря
Уже давно в позднемиоценовых и плиоценовых отложениях Центральной Европы, например в Германии, обнаруживались признаки теплого сухого климата. Здесь были найдены породы, являющиеся неоспоримыми индикаторами сухого климата. Мало того, некоторые обломки носили на себе даже следы так называемого «пустынного загара». Палеоботаники также отмечали в этот период изменения в составе флоры. По их данным, венские широколиственные леса сменялись степями, подобными нынешним причерноморским и прикаспийским степям. В Швейцарии на больших высотах были найдены останки теплолюбивых пальм. В плиоцене климат быстро изменился. Снова стало влажно и холодно, после чего присходило постепенное ухудшение климата, завершившееся континентальным оледенением в плейстоцене-
Пытаясь объяснить причины аридности климата в Европе в некоторые периоды миоцена и плиоцена, палеоклиматологи становились втупик и начинали относиться ко всем признакам 9*
260
Глава 8. Кайнозой
сухого и теплого климата с нескрываемым недоверием [270]. Приоткрыли тайну совсем недавние исследования бурового судна «Гломар Челленджер» в Средиземном море [184]. Оказалось, что примерно на границе между миоценом и плиоценом на месте Средиземного моря находилась жаркая пустыня с несколькими солеными озерами, лежащая на 3 км ниже уровня океана (рис. 8.4).
Глубоководное бурение дна Средиземного моря в различных местах на континентальном склоне и абиссальных равни-
Рис. 8.4. Средиземноморские озера и Сарматское море на рубеже миоцена и плиоцена [184].
нах показало, что под слоем молодых морских отложений находится мощный слой эвапоритов — доломитов, гипсов, ангидритов и солей. По косвенным оценкам, полученным в результате сейсмических исследований, толщина этих отложений достигает 2 км. В самых глубоких местах, где располагались мелкие, но обширные озера с исключительно концентрированным раствором, была обнаружена и поднята на поверхность каменная соль. О том, что отложения солей происходили в условиях мелких озер, говорит, во-первых, тот факт, что эти отложения состоят в основном из ангидрита, который, как известно, осаждается лишь при температурах выше 35°С. Во-вторых, были обнаружены в ряде мест доломитовые строматолиты, которые могут образовываться только в прибрежной зоне. Наконец, на некоторых материковых склонах были обнаружены слои гальки, состоящей из океанических базальтов, гипса и отвердевшего океанского ида и не содержащей каких-либо пород Континенталь
§ 8.3. История Средиземного моря
261
ного происхождения. Такая галька могла образоваться только при осушении морского дна.
Бурение показало также, что слои эвапоритов перемежаются океанскими осадками, что свидетельствует о многократных осушениях и заполнениях Средиземного моря на протяжении примерно миллиона лет. Слои соли перемежаются также эоловыми алевритами, состоящими главным образом из известковых скелетов фораминифер. О том же свидетельствует наличие гальки из ангидрита, а также заполненные солью трещины, которые образовывались на поверхности ила при его высыхании.
В отдельных скважинах (главным образом, в восточной части моря) под эвапоритами были обнаружены отложения, содержащие построенные из кремнезема скелеты диатомей-Анализ показал, что среди них имеются такие виды, которые могут обитать только в пресноводных или солоноватоводных бассейнах. К тому же выводу привел и анализ позднемиоценовой фауны остракод, обнаруженной к югу от о. Крит. По-видимому, эти отложения относятся к тому времени, когда Средиземное море соединялось с огромным пресноводным озером-морем Лак Мер, или Сарматским морем, занимавшим большую часть восточной Европы от Карпат до Урала и собиравшим пресные воды с большой территории, лежавшей севернее в условиях умеренного влажного климата.
Колонки, поднятые из буровых скважин, показали, что заполнение разных бассейнов Средиземного моря произошло, по геологическим понятиям, одновременно, примерно 5,5 млн. лет назад. Для того чтобы котловина Средиземного моря заполнилась в течение, скажем, 100 лет, необходимо, чтобы расход гигантского водопада, каким, вероятно, был Гибралтарский пролив, составлял около 25 тыс. км3 в год- Это почти в 150 раз больше расхода Ниагарского водопада и более чем в 500 раз превышает расход водопада Виктория (р. Замбези). Укажем, что если бы расход был на порядок меньше, то Средиземное море до сих пор представляло бы собой безводную пустыню или мелководный бассейн — так велика испаряемость в этой зоне. По некоторым грубым оценкам, с поверхности Средиземного моря в настоящее время каждый год испаряется около 2500 км3 воды, а осадки и речной сток дают примерно Vio этой величины. Используя эти значения, можно заключить, что в случае прекращения водообмена с Атлантическим океаном и Черным морем котловина Средиземного моря может быть осушена в течение 1500 лет.
Результаты бурения в Средиземном море позволили связать воедино многие давно известные удивительные факты, которые, казалось, не могут иметь ничего общего друг с другом. Стала понятной смцна морских фаун в Средиземном море, не усколыз-
262
Глава 8. Кайнозой
нувшая от внимания Чарльза Лайеля, еще в 1833 г. предложившего принять ее в качестве границы между миоценом и плиоценом. Древняя морская фауна, господствовавшая в Средиземном море еще в те времена, когда существовал океан Тетис, соединявший Атлантический и Индийский океаны, которые в свою очередь свободно сообщались с Тихим океаном, сменилась полностью новой фауной Атлантического океана, которая дала начало современной фауне Средиземного моря.
Еще в конце прошлого века на юге Франции под современной долиной Роны было обнаружено глубокое ущелье, прорезанное в гранитных породах и заполненное океанскими осадками плиоценового возраста, покрйтыми современными речными отложениями. Дно ущелья лежит на 1 км ниже уровня моря. Не так давно при строительстве высотной плотины в районе Асуана на расстоянии 800 км от берега моря было обнаружено узкое ущелье, лежащее на 200 м ниже уровня моря. Так же как и древнее русло Роны, это ущелье заполнено океанскими осадками плиоцена, а затем отложениями Нила. Глубина дна древнего ущелья Нила в районе современной дельты оценивается в 1,5 км—скважины глубиной в 300 м его не достигли. В Ливии были обнаружены русла, выпиленные в твердых породах на глубине 400 м ниже уровня моря. Аналогичные погребенные ущелья обнаружены также в Алжире, Израиле, Сирии и ряде других стран, прилегающих к берегам Средиземного моря.
Причина, которая привела к образованию таких глубоких ущелий, теперь совершенно очевидна. Это — значительное и быстрое понижение уровня эрозии в результате высыхания Средиземного моря. Ставшие исключительно энергичными реки должны были прорезать долины в материковом склоне Средиземного моря. Действительно, такие долины-каньоны обнаружены на склонах Франции, Корсики, Сардинии и Северной Африки. При этом многие из каньонов прослеживаются вплоть до края абиссальных равнин, на которых находились соленые озера-испарители.
Все эти факты позволили нарисовать последовательность событий, происходивших в области Средиземного моря в течение неогена и оказавших существенное влияние на климат прилегающих областей (см. гл. 3).
С историей Средиземного моря тесно связана история Черного и Каспийского морей. Те же самые движения литосферных плит, которые привели к закрытию Тетиса и возникновению Средиземного моря с окаймляющими его горными областями, образовали на месте нынешних Черного, Каспийского и Аральского морей огромное Сарматское озеро-море. Кроме акваторий упомянутых морей, оно заняло Предкавказье, Прикаспийскую и Причерноморскую низменность, а также Паннонскую низмен
263
ность. Только что поднявшиеся горы Большого Кавказа возвышались над водами Сарматского моря в виде большого острова, отделенного от Малой Азии и Иранской плиты Рионо-Курин-ским проливом. Геофизические исследования последних лет показали, что земная кора под котловиной Черного моря мало похожа на континентальную кору, но зато удивительно напоминает своим строением океаническую кору. Это наводит на мысль о том, что дно Черного моря является остатком дна древнего океана Тетис и служит веским аргументом в пользу гипотезы о происхождении Средиземного моря в результате столкновения континентов и их осколков. Дно северной мелководной части Черного моря, так же как и Азовского моря, лежит на поверхности древней устойчивой платформы. Аналогичное строение дна и у Каспийского моря, южная глубоководная часть которого, возможно, также является реликтом Тетиса.
Отрезанное примерно в середине миоцена от Мирового океана и имевшее огромную площадь. водосбора Сарматское море постепенно стало солоноватоводным.
В конце миоцена-—в мэотисе — связь Сарматского моря с океаном через Средиземное море на короткое время восстанавливалась, после чего оно вновь обособилось. Именно ко времени восстановления связи с океаном относятся находки солоноватоводных диатомей в восточной части Средиземного моря.
В начале плиоцена (7—9 млн. лет назад) активные тектонические движения привели к значительному сокращению площади Сарматского моря и распаду его на три самостоятельных бассейна: Каспийский, Черноморский и Паннонский. В среднем плиоцене прекратилась связь между Черноморским и Каспийским бассейнами через Манычский пролив. С этого времени только при крупных Каспийских трансгрессиях через этот пролив происходил сброс пресных вод из Каспийского в Черное море.
К концу плиоцена — началу плейстоцена общий облик Черного и Каспийского морей вполне сложился, и каждое из них развивалось с этого момента самостоятельно.
Глава 9.	Плейстоцен
В течение длительного времени синонимом для термина «плейстоцен» было название «ледниковый период», поскольку считалось, что оледенение в северном полушарии началось только в плейстоцене- Выше говорилось, однако, что кайнозойское
264
Глава 9. Плейстоцен
похолодание климата Земли привело к обширным оледенениям в северном полушарии, по крайней мере, в плиоцене. А в южном полушарии оледенение началось еще раньше. Поэтому в настоящее время все больше сторонников находит себе предложение проводить нижнюю границу плейстоцена не по климатическим факторам (началу оледенения), а по радикальной смене фауны, вернувшись к принципу, предложенному еще Ч. Лайелем.1
Есть, например, мнение, что границу плиоцен — плейстоцен следует проводить по изменению океанской микрофауны, когда исчез вид фораминифер Гл^бигериноидес обликва и впервые появился вид Глоборота'ллиа трункатулиноидес. По времени это совпало с событием Олдувай (около 1,9 млн. лет назад) в конце эпохи Матуяма (с обратной полярностью геомагнитного поля). Однако до сих пор среди специалистов по четвертичному периоду согласия относительно нижней границы плейстоцена еще не достигнуто. С точки зрения палеоклиматологии ее точное установление не имеет большого значения, и в геохронологической таблице, приводившейся в гл. 3, возраст нижней границы плейстоцена указан с довольно большим допуском (30%).
Хотя ни одно из климатических событий нельзя принять за нижнюю границу плейстоцена, климат этого периода имеет весьма характерные особенности. Это, прежде всего, наличие в течение всего плейстоцена полярного покровного оледенения, а также циклические колебания климата, обусловленные колебаниями ледового покрова или связанные с ними. Впервые колебания ледового покрова в плейстоцене были установлены А. Пенком и Э. Брюкнером [257] в их классическом исследовании альпийского оледенения.
§ 9.1. Ледниковые периоды в Альпах
В настоящее время (данные относятся к началу XX в.) в Альпах насчитывается около 1200 ледников. Самый крупный из них — Алечский долинный ледник, спускающийся с южных склонов Бернских Альп в долину Роны, имеет длину около 27 км и площадь 115 км2. Суммарная же площадь ледников в Альпах составляет 4140 км2. Интересно, что в Западных Альпах (к западу от долины Рейна между озерами Боденским и Комо) площадь современного оледенения составляет 2689 км2,
Термин «плейстоцен» дословно означает «самый молодой» н был введен Ч. Лайелем в 1839 г. благодаря большому сходству ископаемых беспозвоночных этого времени с современными видами.
§ 9.1. Ледниковые периоды в Альпах
265
тогда как в Восточных Альпах—1451 км2.* 1 Это связано не только с тем, что Западные Альпы в целом выше, чем Восточные, но и с большей влажностью западных и юго-западных потоков воздуха в Западных Альпах. Современная высота снеговой линии, на которой аккумуляция снега в среднем за год уравновешивается его абляцией (т. е. таянием и испарением), в Альпах составляет 2400—3200 м, причем она увеличивается с запада на восток вместе с возрастанием сухости воздуха.
На рис. 9.1, который составлен по результатам исследований А. Пенка и Э. Брюкнера [257], показано распространение ледяного покрова в Альпах во время плейстоценовых оледенений. Площадь, покрытая льдом, составляла около 150 тыс. км2, т. е-в 35—40 раз больше современной.
Альпы — молодая горная страна, испытывавшая значительные горообразовательные движения даже в плейстоцене; расчлененность рельефа перед началом оледенения была здесь весьма большой. Поэтому накапливавшийся в фирновых2 бассейнах лед стекал в глубокие долины, где образовывались длинные ледниковые языки, придававшие этим долинам особый троговый, или корытообразный, характер. Вертикальная мощность долинных альпийских ледников достигала местами 2 км и более. Часто лед переваливал через гребни гор, выпахивая поперечные троговые долины. Это приводило к возникновению сложной системы, состоявшей из сети фирновых бассейнов и потоков льда. Долинные ледники в центральной части Альп постепенно заняли ледоразделы и образовали сплошной ледяной щит. Отдельные пики, не покрытые льдом — нунатаки — возвышались над поверхностью этого ледяного щита. Языки льда, спускавшиеся вдоль альпийских долин, выходя на предгорные плато и равнины, сливались друг с другом и образовывали обширные предгорные ледники, или так называемые ледники подножий.
Во время более или менее стабильных климатических условий на внешних границах предгорных ледников отлагались мощные конечные морены. Перед моренами благодаря деятельности талых ледниковых вод формировались широкие равнины, сложенные из гальки и песка и называемые зандровыми. В условиях сухого холодного климата приледниковых равнин не
1 В течение XX столетия площадь альпийских ледников в целом заметно сократилась. Так, во Французских Альпах ледники потеряли около 30% своей площади, в Швейцарии—около 25%, а в Австрии и Италии — примерно 20%. В результате исчезновения небольших ледников уменьшилось и их общее количество. По самым последним данным, площадь альпийских ледников составляет 3000—3100 км2.
1 Фирн — плотный крупнозернистый слежавшийся снег, скапливающийся в котловинах — цирках — среди горных вершин или на склонах гор; уплотняясь, он со временем превращается в лед.
Рис. 9.1. Плейстоценовое оледенение в Альпах [257].
/ — современные ледники, 2 — граница Вюрмского оледенения, 3 —граница Рисского оледенения.
to
СП о
Глава 9. Плейстоцен
§ 9.1. Ледниковые периоды в Альпах	267
закрепленные растительностью ледниковые отложения выдувались ветром. Легкие алевритовые частицы переносились на сравнительно большие расстояния и отлагались там, образуя обширные лёссовые толщи.
А. Пенк и Э. Брюкнер смогли выделить первоначально на Швабско-Баварском плато к северу от Альп четыре самостоятельные галечные террасы, каждая из которых в ряде мест переходила в отдельную морену. Они пришли к заключению, что галечные'террасы и морены связаны друг с другом генетически и образовывались во время ледниковых эпох. Более, свежие галечные террасы оказались погруженными в более древние, а иногда их кровля была даже ниже подошв более старых галечников. Это свидетельствовало о длительных промежутках между оледенениями, когда происходило интенсивное врезание рек. Четыре выделенные эпохи оледенения А. Пенк и Э. Брюкнер назвали по именам небольших речек на Швабско-Баварском плато, начиная с самого древнего оледенения: Гюнц, Миндель, Рисе и Вюрм. В дальнейшем А. Пенк и Э. Брюкнер провели геоморфологические и геологические исследования во многих районах, примыкающих к Альпам, и смогли проследить по нескольку зандровых террас, как правило связанных с моренами, по всему периметру альпийской горной области. Оказалось, что в большинстве случаев таких террас было четыре.
Лучше всего сохранились следы самого молодого, Вюрм-ского оледенения. Положение конечной морены, фиксирующей максимальное распространение ледяного покрова в эпоху последнего оледенения, можно видеть на рис. 9.1. Эта морена обнаруживается вокруг всей альпийской области практически без перерывов. С нею связаны самые нижние галечные террасы. Понижение снеговой линии во время этого оледенения по целому ряду признаков составило 1200 м, т. е. высота ее составляла 1200—2000 м.
Более древняя морена, связанная с соответствующей террасой, принадлежит так называемому Рисскому оледенению. Эта морена образует почти непрерывный пояс вокруг более молодой морены Вюрмского оледенения (см- рис. 9.1). Небольшие разрывы этого пояса имеются лишь на юго-восточной периферии Альп. В некоторых случаях по геоморфологическим признакам удалось определить положение снеговой линии во время Рис-ского оледенения. Оно оказалось на 100—200 м ниже, чем во время Вюрмского оледенения. В течение Рисской ледниковой эпохи ледовый покров дальше всего распространялся на западе и северо-западе. В некоторых местах ледники перевалили через Юрские горы, а на западе достигли слияния рек Роны и Соны, где в настоящее время расположен Лион. В районе Рейнского предгорного ледника льды достигли долины Дуная и на неко
268
Глава 9. Плейстоцен
торых участках пересекли его. Далеко за пределы распространения вюрмского ледяного щита рисские ледники выходили также на северо-востоке, протянувшись до окраин возвышенности Венский Лес, в 50—60 км к югу от нынешней Вены. Все это вместе взятое позволило сделать вывод, что Рисское оледенение было и более мощным, и более обширным.
Еще более древним оледенением, по хронологии А. Пенка и Э. Брюкнера, было Миндельское. Конечная морена этого оледенения характеризуется значительно меньшей сохранностью. В северной части Восточных Альп она местами появляется из-под ледниковых отложений Русской эпохи. Ледники в долинах рек Инн, Зальцах и 11ллер достигали в Миндельской эпохе максимальных размеров.
Следы самого древнего из выделенных А. Пенком и Э- Брюкнером оледенений—Гюнцского,— разумеется, сохранились хуже других. Сохранились в основном лишь флювиогляциальные отложения этой эпохи, остатки же конечных морен встречаются крайне редко. Лишь в районе предгорных ледников в долинах Иллера и Рейна их можно с уверенностью идентифицировать.
Между ледниковыми отложениями различного возраста были обнаружены отложения совсем иного характера, содержащие ископаемые органические останки. Эти отложения характеризуют межледниковые эпохи и свидетельствуют о том, что в течение этих эпох оледенение почти полностью или совсем исчезало. Так, уже во внутренних областях Альп к северу от Инсбрука была обнаружена так называемая Гёттингская брекчия, представляющая собой древние осыпи мощностью в сотни метров, заключенные между двумя моренами. В ней были найдены останки 42 видов растений, многие из которых могут произрастать только в более теплом климате, чем современный. Таков, например, Рододендрон понтикум, который обитает на Южном берегу Черного моря. По оценкам, средние годовые температуры в это время были примерно на 2°С выше современных, а снеговая линия лежала в 400 м над нынешней.
В районе Боденского озера также между двумя моренами залегают сланцевые угли с останками таких деревьев, как горная сосна, дуб, орешник. Много мест с межледниковыми отложениями было обнаружено на южных склонах Альп. Например, в районе Леффе (Италия) найдены останки не только теплолюбивых растений (таких, как конский каштан, грецкий орех, виноград), но и таких экзотических животных, как носорог Мерка.
В районах отложения лёсса межледниковым эпохам соответствуют горизонты с ископаемыми почвами, свидетельствующими о развитии в эти периоды растительности. В те времена, когда А. Пенк и Э. Брюкнер проводили полевые работы и писали
§9.1. Ледниковые периоды в Альпах
269
свой обстоятельный труд, еще не существовало методов определения абсолютного возраста горных пород или органических останков. Поэтому они прибегали к косвенным приемам. Они попытались найти соотношение между продолжительностями отдельных ледниковых эпох (в течение которых формировались зандровые равнины и отлагались конечные морены) и межледниковий (когда происходила эрозия равнин и формировались террасы). Для этого они использовали в качестве критериев вертикальную мощность зандровых террас различного возра-
Рис. 9.2. Разрез в каменоломне в долине ручья Гленссен недалеко от Мюнхена [257].
I — невыветренная и 2 — выветренная части флювиогляциальных отложений Мин-дельского оледенения; 3 — лёссовая глина; 4 — невыветренная и 5 — выветренная части флювиогляциальных отложений Рнсса; б — невыветренная и 7 — выветренная части флювиогляциальных отложений Вюрма.
ста, глубину врезания в них речных долин и некоторые другие признаки.
На основании соотношения между толщиной выветренных частей галечников (рис. 9.2), различной степени цементации материала морен и галечников (чем моложе, тем они более рыхлые), а также отношения высот эрозионных уступов четырех террас они пришли к выводу, что продолжительность трех межледниковых эпох и послеледниковья относятся как 3 : 12 :3 : 1. Что касается абсолютной продолжительности трех межледниковий, то для ее определения А. Пенк и Э. Брюкнер использовали оценку продолжительности послеледниковья. Последняя же была определена, с одной стороны, по скорости роста дельты речки Муота, впадающей в Фирвальдштедтское озеро (Швейцария), с другой — по верхнепалеолитическому возрасту археологических находок в районе Шаффхаузена (верхнее течение Рейна), на территории, еще занимавшейся льдом в вюрмскую эпоху. Эта оценка была ими принята равной 20 тыс. лет. Таким образом, соотношение между продолжительностями межледниковий Гюнц—Миндель, Миндель—Рисе, Рисе—Вюрм и послеледниковья оказалось равным (в тысячах лет) 60 : 240 : 60 : 20. Менее надежно была ими определена продолжительность ледниковых эпох. Они исходили из того, что чем длительнее оледенение,
270
Глава 9. Плейстоцен
тем дальше распространялись льды, тем большие массы горных пород перерабатывались ледниками, т. е. тем больше массы, слагающие соответствующие морены и зандровые равнины. Так, они делают вывод, что Рисское оледенение было несколько более продолжительным, чем Вюрмское, что Миндельское оледенение было столь же продолжительным, как и Рисское. В общем же, различия между длительностью ледниковых эпох, по А. Пенку и Э. Брюкнеру, незначительны и не идут ни в какое сравнение с различиями в продолжительности межледниковий.
Рис. 9.3. Климатическая кривая А. Пенка и Э. Брюкнера, показывающая изменения высоты снеговой линии h.
Г —Гюнц, М — Мнндель, Р — Рнсс, В — Вюрм, ГМ—Гюнц—Мнндель и т. д.
Однако, что касается общей длительности периода от начала Гюнцского оледенения до наших дней, то А. Пенк и Э. Брюкнер очень осторожно оценили ее в несколько сотен тысяч лет.
Они пришли также к заключению, что области накопления фирна во время древних ледниковых эпох незначительно отличались по своим размерам от современных, т. е. количество осадков в те времена было приблизительно равно нынешнему. Такой вывод они сделали на том основании, что снижение снеговой линии на наветренных и подветренных склонах было одинаковым. Значит, оледенение развивалось за счет увеличения ледниковых языков в долинах, которые спускались значительно ниже современного. Это могло происходить в результате общего понижения температуры и соответствующего опускания снеговой линии.
На рис. 9.3 показана так называемая климатическая кривая, построенная А. Пенком и Э. Брюкнером. На ней по оси абсцисс отложено время в относительных единицах, по оси ординат — понижение снеговой линии по сравнению с её современной высотой.
Хронологическая схема А. Пенка и Э. Брюкнера для Альп впоследствии была детализирована Б. Эберлем [144], который проводил полевые геологические и геоморфологические исследования также в северных Предальпах, в бассейнах рек Иллер
§9.1. Ледниковые периоды в Альпах
271
и Лех. С одной стороны, он обнаружил ледниковые отложения более древние, чем гюнцские, с другой — нашел некоторые различия между моренами, которые А. Пенк и Э. Брюкнер относили к одной ледниковой эпохе. В результате к четырем основным эпохам оледенения добавилась пятая, более ранняя эпоха—Дунайская, или Донау (рис. 9.4). Более того, некоторые данные Б. Эберля наводят на мысль о еще более ранних оледенениях. Детализация состояла в выделении более коротких ледниковых стадий, на которые подразделялись ледниковые эпохи и которые внутри этих эпох перемежались теплыми меж-стадиалами. Так, самая древняя ледниковая эпоха — Дунайская — состоит, согласно этой детальной схеме, из трех стадий. Следующую, Гюнцскую ледниковую эпоху пришлось подразделить на две стадии. Также на две стадии разделяется и Мин-дельская ледниковая эпоха. После особенно продолжительного , межледниковья, которое ранее иногда называли Великим Межледниковьем, последовали двухстадийная Рисская и трехста-дийная Вюрмская ледниковые эпохи.
:	По геологическим признакам Б. Эберль нашел, что длитель-
, ность ледниковых эпох составляет от 7з ДО 3/з длительности ; межледниковий. Отсюда получается, если вспомнить оценки
А. Пенка и Э. Брюкнера, что длительность ледникового периода с Гюнцского оледенения составляет 500—600 тыс. лет.
Выше говорилось об астрономической теории колебаний климата М. Миланковича, согласно которой колебания наклона экватора Земли к плоскости ее орбиты и элементов земной орбиты (эксцентриситета е и долготы перигелия П) приводят к пе-* рераспределению между широтами поступающей на поверхность Земли солнечной энергии. В гл. 1 мы приводили график эквива-; лентных широт, который построили Ш. Г. Шараф и Н. А. Будникова [85].
Удовлетворительное согласие между максимумами эквивалентных широт на этой кривой, с одной стороны, и возрастами ледниковых эпох плейстоцена, полученными по имеющимся данным об их последовательности и продолжительности, с другой, говорит о том, что малые колебания в распределении приходящего солнечного тепла по поверхности Земли могут действительно создавать вынужденные колебания климата Земли. Но тогда очевидно, что причины, вынуждающие колебания климата, существовали всегда, а не только в течение плейстоцена. Почему же резкие колебания климата, в минимумах которых развиваются континентальные оледенения, начались только в конце кайнозоя и не происходили, скажем, в течение всего мезозоя?
Напрашивается предположение, что когда система атмосфера—океан—суша находилась в состояниях с теплым глобальным климатом (скажем, со средними годовыми температу-
272
Глава 9. Плейстоцен
10 1111а	12 131415
рами в Центральной Европе выше 12° С), ее реакция на названные выше малые вынуждающие колебания была слабой. Эта реакция стала, напротив, сильной, когда в результате постепенного кайнозойского похолодания система атмосфера— океан — суша перешла в состояние с прохладным климатом (с температурой ниже 10°С). Это предположение выдвигал еще в 1954 г. П. Вольд-штедт [3021. Построенный им схематический график изменений средней годовой температуры в Центральной Европе показан на рис. 9.5.
Это предположение, по-видимому, подкрепляется целым рядом теоретических исследований. Так, В. Я. Сергин и С. Я- Сергин [72] провели детальный анализ термодинамической системы атмосфера—земная поверхность и показали, что условием колебательности системы является наличие по меньшей мере двух инерционных звеньев с большой постоянной времени. Первым таким звеном является океан, который работает в рассматриваемой системе как в условиях теплого, так и в условиях холодного климата. Другим звеном такого рода является покровное матери
§ 9.1. Ледниковые периоды в Альпах	273
ковое оледенение, которое может существовать только в условиях холодного климата. Таким образом, при высоких глобальных температурах имеется только одно инерционное звено (океан), что удерживает систему атмосфера — земная поверхность в апериодическом режиме, а при низких температурах появляется второе инерционное звено (оледенение), что переводит систему в колебательный режим.
Рис. 9.5. Схематический график кайнозойских изменений средней годовой температуры в Центральной Европе [302].
Ниже мы приведем некоторые данные, свидетельствующие о глобальности и синхронности крупных изменений климата, связанных с плейстоценовыми оледенениями. Здесь же мы рас-
смотрим лишь один рис. 9.6, на котором показаны колебания за последний миллион лет значений 6 О18 в раковинках планк-
Изотопный состав плактона В О’®
Глобальный объем льда н—-----------
$0 млн. км
тона в слоях колонки глубоководных осадков из Тихого океана по Н. Шеклтону и Н. Опдайку [274]. Поскольку переход воды из жидкой фазы в океане в твердую фазу на континентах происходит в результате испарения, которое является избирательным процессом по отношению к молекулам воды с различным изотопным составом кислорода, колебания 6О18 на рисунке отражают глобальный объем льда на Земле. Увеличение 6О18 в океанской воде, т. е. ее обогащение тяжелым изотопом кислорода, свидетельствует об увеличении глобального
Рис. 9.6. Изменения 6О18 в колонке глубоководных осадков из Тихого океана [274].
Римскими цифрами обозначены быстрые переходы от максимумов оледенений к межледниковьям,
274
Глава 9. Плейстоцен
100 50 JJ 25 20 17 14 12 11 10
Период, тыс. лет
объема льда. График показывает, что за последние 600 тыс. лет континентальные оледенения возникали и исчезали с периодом в среднем около 100 тыс. лет. Это хорошо видно из спектра периодов (рис. 9.7), построенного Дж. Имбри и Н. Шеклтоном [291] на основании данных предыдущего рисунка. Колебания со спектром, в котором интенсивность колебаний возрастает с увеличением периода, называются «красным шумом»; последовательные состояния таких систем (в данном случае состояния климата) коррелированы. Иначе говоря, в масштабах
Рнс. 9.7. Спектр колебаний климата в плейстоцене [291].
атмосфера — океан — суша обла-
десятков тысячелетий система
дает «запоминающими устройствами» (в качестве которых служат ледниковые щиты); поведение такой системы в какой-то мере можно предсказать по ее предыстории. Рисунок 9.6 показывает также, что 90% времени в плейстоцене климат был холоднее современного, что, кстати, не согласуется с выводами Б. Эберля [144]. Интересно отметить чрезвычайную резкость потеплений (т. е. быстроту таяния континентальных ледниковых щитов), которые обозначены римскими цифрами.
Таким образом, ледниковые эпохи и теплые интергляциалы в течение ледниковых периодов, отдельные ледниковые стадии и теплые межстадиалы в течение ледниковых эпох могут быть объяснены свойствами системы атмосфера — океан—лед и изменениями астрономических факторов. Что же касается более длительных изменений климата (порядка нескольких сотен миллионов лет), выражающихся в значительных глобальных потеплениях или похолоданиях (эти похолодания и приводят в действие колебательную систему атмосфера—океан—лед), то они имеют другие, также глобальные причины. Таких причин можно назвать довольно много, и они достаточно разнообразны, но все связаны так или иначе с изменениями физического облика
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
275
Земли как планеты. Пожалуй, наиболее важной причиной может быть дрейф континентов — изменение взаимного расположения океана и суши, соотношения их поверхностей, конфигурации их границ. Так, похолодание в конце кайнозоя естественно связать с обособлением Антарктического материка в южной полярной области, дрейфом материков в северное полушарие и изоляцией Арктического океанского бассейна. Похолодание в палеозое, приведшее к обширным континентальным оледенениям, было связано, как мы видели выше, с попаданием южного географического полюса на поверхность обширного суперконтинента Гондваны. Аналогичными были, по-видимому, и причины еще более древних докембрийских континентальных оледенений.
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
Альпийский ледовый щит в плейстоцене никогда не соединялся с каким-либо другим ледяным щитом. Но его возникновение и последующие колебания были связаны с изменениями климата. Однако климат, по определению, есть понятие глобальное, и те или иные проявления каждой ледниковой эпохи, естественно, должны обнаруживаться во всех районах мира. В одних районах эти проявления должны заключаться в возникновении мощных ледовых покровов и в их последующих колебаниях, в других к таким проявлениям должны относиться, например, похолодания, приводящие к значительным изменениям флоры и фауны, увеличение или уменьшение количества осадков, повышение или понижение уровня океана и т. п.
Действительно, на территории Северной Европы и Русской платформы, в Западной и Восточной Сибири, в Северной Америке найдены следы оледенений, хронология которых довольно хорошо согласуется между собой. В то же время в ряде мест следы оледенений еще не обнаружены или основательно стерты более поздними и более мощными оледенениями. Поэтому до сих пор сохраняется сложившееся исторически множество региональных хронологий плейстоцена, различающихся локальными наименованиями и рядом деталей. Такие хронологии для некоторых районов земного шара показаны в табл. 9.1.
Корреляция между слоями отложений, принадлежащих ледниковым и межледниковым эпохам, стадиям или более кратковременным промежуточным похолоданиям и потеплениям, осуществляется обычно с помощью стратиграфической привязки, палеоботанического и палеонтологического анализа, археологических исследований и, наконец, абсолютного датирования калий-аргоновым и радиоуглеродным методом.
276
Глава 9. Плейстоцен
Таблица 9.1.
ХРОНОЛОГИЯ ПЛЕЙСТОЦЕНА
Тыс. лет	Альпы				Северная Европа			Европейская часть СССР		Северная Америка		
10 75 125 250					Голоцен			Голоцен		Голоцен		
					Висла	Субарктич.				1	Висконсин	|	Отступание	
	1	Неоплейстоцен	1	Вюрм III		=		Сальпа-усселькя		Валдайское	1	Осташковское		Валдерс	
				=		Аллерёд					Ту-Крнкс	
						Лангел^ни					I Вудфорд |	Манкейто
						Бёллинг						Кэри
						Померания	=		Молого-Шекснин-ское			Тэйзуэлл
		Вюрм II				Франкфурт					Фармдейл	
				=		Бранденбург						
						Паудорф			Калининское		1 Алтон	Файетт
						Щецин						
							=					Порт-Талбот
		Вюрм 1		=		Риксдорф						
												Уайтуотер
						Начальное						
					Эем			Микулннское		Сангамон		
	Мезоплейстоцеи 1	Рисе II		=	Заале II (Варта)			Днепровское	Московское	| Иллинойс	Буффало-Харт	
					Оэ				Одинцовское		Эбингтон	
		Рисе 1		=	Заале I (Дрента)				Днепровское		Джексонвнль Лаймен	
					Гольштейн			Лнхвинское		Ярмут		
500 1000 1900 3500	Эоплейстоцен	Миндель II			Эльстер II			Окское	Окское	Канзас		
									Беловежское			
		Миндель I			Эльстер I				Березин-ское			
					Кромер			Апшерон		|	Бланко		Афтон
												Небраска
			Гюнц		Менап							
												
					Вааль			Акчагыл				
			Дунай	=	Эбурон							
					Те гелен							
			Бибер		Прете гелен							
			Астий		рейвер			Киммерий		Огаллала		
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов	277
Палеоботанический (в том числе спорово-пыльцевой) анализ позволяет установить состав флоры, определяемый в первую очередь климатом, и анализировать его закономерные пространственные и временные изменения. Поскольку при столь резких колебаниях климата некоторые виды растений исчезали, а другие появлялись, то во многих случаях оказывается возможной довольно точная привязка различных отложений в удаленных друг от друга географических районах. Такие же результаты дает иногда и палеонтологический анализ.
Археологические исследования опираются на установленный ход эволюции культуры первобытного человека, совершенствования со временем орудий охоты и труда. Раскопки в отдельных местах позволили установить последовательность смены «культур» палеолита, охватывающего период примерно с конца нижнего плейстоцена до 10 тыс. лет назад. За основу принята схема, установленная по раскопкам на территории Франции. Названия отдельных культур в этой схеме происходят от названий мест археологических находок (в порядке уменьшения возраста) : шелль—ашель—мустье—ориньяк—солютре—мадлен. Конечно, ошибки в корреляции очень вероятны, так как культуры имеют часто локальное распространение, а иногда испытывают регресс. Этот метод, следовательно, требует осторожности и может рассматриваться лишь как вспомогательный.
Интенсивные геологические, палеоботанические и палеонтологические исследования вскоре после второй мировой войны в областях, примыкающих к Северному морю (главным образом, в Восточной Англии и в нижнем течении Рейна), позволили выделить шесть значительных похолоданий в этих областях, разделенных периодами потеплений. В порядке убывания возраста эти похолодания получили названия: Претегелен, Эбурон, Менап, Эльстер, Заале, Висла. Разделяющие их потепления были названы соответственно: Тегелен, Вааль, Кромер, Гольштейн, Эем.
В этом районе можно проследить постепенное похолодание, на фоне которого заметны волнообразные изменения климата, которые, вероятно, можно расценивать как отголоски колебаний ледниковых покровов в полярных широтах. В Восточной Англии о таком изменении климата свидетельствует определенная последовательность так называемых крагов — морских эстуариевых ракушечников.
Подстилающий всю последовательность Коралловый краг отложился еще в плиоцене (около 2 млн. лет назад) в основном из относительно теплолюбивых моллюсков и мшанок. Коралловый краг сменился так называемым Красным крагом, сложенным красновато-коричневыми песчаными мелководными
278
Глава 9. Плейстоцен
отложениями. В нем обнаруживается постепенное вымирание многих южных видов моллюсков, увеличение количества умеренных видов, и теперь населяющих эти воды, появление некоторых холодноводных форм. В этих отложениях встречаются даже валуны, принесенные, по-видимому, льдами из районов оледенения на севере. Следующий, Нориджский краг содержит в себе ископаемые останки лесной растительности, останки южных слонов и мастодонтов. За потеплением климата, которое зафиксировал Нориджский краг, последовало новое похолодание. Во время этого похолодания отложился так называемый Вейборнский краг (по-види^ому, имеющий возраст 0,7— 0,8 млн. лет), содержащий раковины холодноводных моллюсков.
После этого вторичного похолодания климат стал несколько теплее. При этом над восточноанглийскими крагами отложился мощный слой с растительными останками — кромерский лесной слой. До 50% содержащейся в слое пыльцы принадлежит широколиственным деревьям. В нем обнаружены останки южного, древнего и трогонтериевого слонов, обезьян, а в его верхней части — останки полярной флоры, мускусного быка. Новое похолодание климата, о котором говорят изменения в ископаемых останках кромерского слоя, завершилось первым покровным оледенением Англии — Лоустофтским оледенением, коррелирующим с Миндельским оледенением в Альпах. Таким образом, в раннем плейстоцене до начала Кромера на территории Англии не было покровного оледенения.
В Нидерландах в раннем плейстоцене выделено три похолодания— Претегелен, Эбурон и Менап — разделенных двумя теплыми фазами — Тегелен и Вааль. Климат фаз похолодания не может быть назван перигляциальным климатом, поскольку в составе растительности не обнаружено ксерофитных растений, столь характерных для районов, прилегающих к ледниковому покрову. В то же время для этих фаз было характерно преобладание трав и вересков, наличие таких деревьев, как береза, сосна и ель. Растительность Тегелена и Вааля — фаз потепления климата в Нидерландах — характеризуется преобладанием деревьев, процветавших в третичном периоде или теперь обитающих в условиях значительно более теплого климата. Так, в тегеленовых глинах найдены останки таких деревьев, как тюльпановое, магнолия, корица. Похолодания Претегелена и Вейборнского крага коррелируются с Дунайскими оледенениями Альп, обнаруженными Б. Эберлем [144]. Тегелен с его умеренно теплым климатом, по-видимому, отделяет эту дунайскую группу оледенений от альпийского оледенения Гюнц (около 600 тыс. лет назад), наиболее древнего из описанных А. Пенком и Э. Брюкнером.
: § 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
279
Две холодные фазы — Эбурон и Менап, свидетельствующие о наличии холодного моря в области рукавов Рейна в его нижнем течении — Вааль и Лек, и разделенные теплой фазой Вааль, коррелируют с двумя стадиями Гюнцского оледенения и, по-видимому, связаны с влиянием на воды древнего Северного моря двух стадий оледенения в Скандинавии, эквивалентных гюнцским стадиям.
Исследования, проведенные в Польше [281, 282], показали, что и здесь происходило постепенное похолодание, на фоне которого развивались волны потеплений и нарастающих похолоданий. В период потеплений в составе растительности имелось до 25% теплолюбивых третичных форм, во время похолоданий появлялась бореальная растительность. Никаких признаков присутствия или близости ледникового покрова не обнаружено.
Таким образом, в Западной Европе в раннем плейстоцене, : вплоть до его конца, больших ледниковых покровов не сущест- вовало. По-видимому, синхронно с известными ранними альпийскими оледенениями (Дунайскими, Гюнцскими) происходило нарастание и распространение ледовых покровов на дальнем севере и северо-западе Европы.
< Об этом свидетельствует и эволюция фауны млекопитающих . в Европе. Вплоть до Кромера в составе фауны сохранялись теп-। лолюбивые формы (такие, как южный слон, этрусский носорог), ! характерные для плиоцена. Это говорит о том, что на большей . части Европы еще не было оледенений и господствовал теплый или умеренно теплый климат с относительно небольшими и •: короткими похолоданиями. В то же время задолго до Кромера  на территории Центральной Европы появились и стали широко • распространяться некоторые холодолюбивые животные (такие, -• как овцебык, северный олень, лемминг). Это были пришельцы из приполярных районов, где оледенение уже началось.
После Кромера, который длился примерно 75 тыс. лет, в Европе началось значительное похолодание, завершившееся оледенением, которое своим характером существенно отличалось от Гюнцского. Как и Гюнцское, оно состояло из двух стадий, разделенных относительно неглубоким межстадиалом (продолжительностью менее 50 тыс. лет). Однако по распространению Скандинавского ледового щита на юг оно было одним из наиболее сильных, а для Центральной Европы — максимальным (рис. 9.8). В Англии его конечная морена достигла Темзы и Бристольского залива, лед покрыл всю Ирландию, за исключением ее юго-западной оконечности. Вероятно, именно в это время (если не раньше) произошел прорыв мелового кряжа между Кале и Дувром, через который устремились воды крупнейших рек Западной Европы, подпруженные с севера ледяным барьером. Край ледового щита пересекал Нидерланды, проходил
280
Глава 9. Плейстоцен
через Германию по северным склонам Гарца и Исполиновых гор, достигал в Центральной Европе 50° с. ш. и уходил к бассейну Припяти. Поскольку в этой части Европы указанное оледенение было максимальным, к северу от его конечной мо-
Рнс. 9.8. Положение конечных морен плейстоцена в Западной Европе.
/ — Эльстер; 2 — Заале; 3 — Варта (Флеминг); морены последнего Вюрмского оледенения: 4 — Бранденбург, 5 — Франкфурт (Познань), 6 — Ю. Померанская, 7 — С. Померанская, 8 — Ю. Шведская, 9— три морены Сальпаусселькя, 10 — Рагунда.
репы имеется довольно широкий пояс выходящей на поверхность его донной морены.
За этим Миндель-Эльстер-Лоустофтским оледенением последовал Великий интергляциал, названный так благодаря его исключительно большой продолжительности. Синонимами его являются названия Миндель—Рисе в Альпах, Гольштейнский в Северной Европе, Хоксненский в Восточной Англии, I Мазо-вецкий в Польше. Его большая продолжительность привела к широкому распространению мощных речных и других неморских отложений, исключительно глубокому выветриванию ледниковых и приледниковых отложений эпохи Миндоль-Эльстер-
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
281
Лоустофт, значительному изменению форм рельефа, сложившихся в эту предшествовавшую ледниковую эпоху. Именно эти факты позволили А. Пенку и Э. Брюкнеру дать очень хорошую оценку (240 тыс. лет) продолжительности Великого межледниковья, в 12 раз превысившего время, прошедшее от максимума последнего оледенения до наших дней.
Во время Великого межледниковья климат Западной Европы не оставался равномерным. Согласно ископаемым останкам флоры и фауны, в течение этого длительного периода в Центральной и Северо-Западной Европе большую часть территории занимали леса с опадающей листвой и господствовал умеренный и умеренно теплый климат. Интересно, что среди животных этого межледниковья уже не обнаруживается представителей виллафранкской фауны (с ее плиоценовыми видами), которые были еще многочисленными в течение предыдущего межгляци-ала (Гюнц—Миндель, Кромер). Во многих местах Европы есть свидетельства того, что Великий межгляциал имел по крайней мере один холодный интервал (Паар). Это особенно заметно во многих долинах рек Центральной Европы и на побережье Англии. В Англии в течение Великого межгляциала произошло относительно кратковременное понижение уровня океана. Это понижение уровня, отмеченное, например, в Суонскомбе (графство Кент, Англия), было связано, несомненно, с изъятием вод из океана вследствие увеличения ледового щита на континенте. В результате таких колебаний уровня океана реки, например, в Тюрингии сначала заполнили свои долины наносами, а затем, примерно в середине Великого межгляциала, вновь стали углублять свои долины. В конце межгляциала течение рек снова замедлилось, и они стали заносить пропиленные ими долины.
За Великим межгляциалом на территорию Европы вновь обрушился ледовый щит из Скандинавии, почти достигший своим южным краем конечной морены Эльстерского оледенения, а на западе опустившийся еще южнее. Это так называемое предпоследнее максимальное оледенение (Рисе в Альпах, Заале в континентальной Западной Европе, Гиппинг в Англии). Указанное оледенение также имело две стадии. Это отчетливо видно в Альпах, где стадия Рисе II характеризовалась максимальным распространением льда за весь плейстоцен. Интерстадиал, судя по всему, был коротким и отличался довольно прохладным климатом. В Восточной Англии две стадии оледенения Гиппинг зафиксированы в двух самостоятельных моренах, причем вторая стадия была максимальной. В континентальной Западной Европе сохранилась лишь одна конечная морена оледенения Заале (именно, второй его стадии). Во время первой стадии край ледового щита располагался севернее, и, например, бассейн
282
Глава 9. Плейстоцен
р. Заале находился в условиях перигляциального климата. Здесь отложился слой лёсса, так называемый Древний Лёсс.
В течение межстадиала происходила некоторая эрозия лёссового покрова, а во время второй стадии он был покрыт донной мореной, отложенной из нижней части ледового щита. Значительно дальше к северу от заальской конечной морены имеются другие относительно свежие конечные морены. В ГДР и ФРГ их называют моренами Варта, или Флеминг, в Нидерландах — Дрента. Некоторые исследователи считают их конечными моренами ледниковой стадии Заале II. Однако большинство относит их к первой стадии последнего плейстоценового оледенения, Вюрмского.	>
В перигляциальных областях Западной Европы во время оледенений отлагались мощные слои лёсса. Так, на разрезе в районе Мауэр близ Гейдельберга в среднем течении Рейна имеется пять слоев лёсса, разделенных слоями ископаемых почв. Слои лёсса соответствуют оледенению Миндель, двум стадиям Рисс-Заале и двум стадиям Вюрмского оледенения.
Последний интергляциал (Рисе — Вюрм в Альпах, Эем в Нидерландах, ГДР и ФРГ, Ипсвич в Восточной Англии), по оценкам А. Пенка и Э. Брюкнера, продолжался около 60 тыс. лет, т. е. был значительно короче Великого интергляциала. В Западной Европе в это время господствовал умеренный климат, а в Англии и Нидерландах он был даже теплее современного. Несмотря на свою относительно малую продолжительность и он не был климатически однородным, а включал в себя небольшое похолодание. Доказательством этого служит лишняя ледниковая терраса в долинах рек Ильм и Заале, происхождение которой можно объяснить только похолоданием во время последнего интергляциала. В Дании разрез, относящийся к этому интергляциалу (серия Хернинг, центральная Ютландия), замечательным образом свидетельствует о колебаниях климата и изменении флоры в течение этой эпохи.
В самой нижней части серии обнаруживаются пыльца и останки растений, характерных для тундры, для субарктической зоны. Тундра образовалась здесь после отступания Рисс-Зааль-ского оледенения к северу. Эта холодолюбивая флора сменилась сначала умеренными, а затем теплолюбивыми лесами, при этом флора пресных вод включала в себя такие виды, как, например, водяная лилия, Бразения пурпуровая, которая теперь не растет в Европе, но встречается в Южном Китае. Эта фаза была одновременной с морской трансгрессией в Нидерландах, получившей название Эемского моря (по имени голландской реки, впадающей в Зейдер-Зее), откуда весь интергляциал получил в Нидерландах название Эемского. После этой теплой фазы вновь началось похолодание. Теплолюбивые леса сменились
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
283
хвойными, а затем снова тундрой. Тундровая растительность вновь уступила место умеренным лесам и пресноводной растительности с Бразенией. Вслед за этим наступило похолодание, которое привело сначала к отложению перигляциальных соли-флюкционных осадков, а затем к надвиганию ледового щита.
Так же как и в Западной Европе, на Русской платформе в раннем плейстоцене не обнаружено прямых свидетельств присутствия или близости континентального ледового щита. Так, на-
Рис. 9.9. Положение конечных морен плейстоценовых оледенений на Русской платформе.
1 — Окское, 2 — Днепровское, 3 — Московское, 4 — Валдайское.
пример, в Прикамье перигляциальная растительность — признак оледенения Русской равнины — появилась фактически только во время Окского оледенения (Миндель-Эльстер-Лоустофтское на Западе). До этого, начиная с середины плиоцена, происходило волнообразное похолодание климата, причем было три волны похолодания, во время которых на северо-востоке Русской равнины господствовала тайга.
На рис. 9.9 показано положение краевых морен различных ледниковых эпох, в том числе окской морены. Из него видно, что в районе Камы это оледенение было максимальным, как и в Центральной Европе.
Последовавшее Лихвинское межледниковье (названное так по имени города в 80 км от Калуги), соответствовавшее Великому интергляциалу на западе, характеризовалось теплым климатом (теплее современного). В центре Русской платформы
284
Глава 9. Плейстоцен
господствовали широколиственные леса из граба, в то же время имелось довольно много хвойных деревьев (таких, как ель и пихта). Если на западе в Великое межледниковье уже практически не встречалось экзотических видов растений третичного периода, то в Восточной Европе обнаруживается сравнительно большое количество останков таких растительных реликтов, как тисс, грецкий орех и т. п.
Следующее оледенение — Днепровское (оно коррелируется с Рисс-Заальским) в западной части Европейской территории СССР было максимальным. Его языки здесь опускались далеко на юг вдоль Днепра (до 48° с. ш.) и между долинами Дона и Волги (до 50° с. ш.)5 На крайнем западе Европы оно также было максимальным, уступая предшествовавшему оледенению только в Центральной Европе.
Рославльское межледниковье, разделяющее Днепровское и более молодое Московское оледенения, характеризовалось более теплым, чем сейчас, климатом. В середине этого межледниковья происходило некоторое похолодание. Как показывает палинологический анализ рославльских межледниковых отложений, широколиственные леса распространялись дважды, а тундролесостепная растительность — трижды.
Московское оледенение, конечная морена которого показана на рнс. 9.9, одними авторами считается самостоятельной ледниковой эпохой, другими — просто более поздней фазой максимального Днепровского оледенения. Оно, по-видимому, коррелируется с мореной Варта (см. рис. 9.8), место которой в хронологии, как мы видели, также спорно.
Мгинское, или Микулинское, межледниковье (коррелируется с Рисс-Вюрмским, Эемским, Ипсвичским) было последним межледниковьем на Европейской территории СССР. Спорово-пыльцевой анализ разреза межледниковых отложений, заключенных между двумя моренами в районе Ленинграда (ст. Мга), показал, что в течение межледниковья господствовала древесная растительность. В середине этой межледниковой эпохи в рассматриваемом районе господствовали теплолюбивые широколиственные леса, включающие вяз, дуб, липу и даже граб. В то же время хвойных деревьев, особенно ели, было очень мало. Сразу же после отложения нижней морены (московской) преобладали кустарники, травы и мхи. То же самое относится и к части разреза непосредственно под верхней (валдайской) мореной. Это свидетельствует о холодном и сухом климате, в условиях которого после московского оледенения и перед валдайским широко распространилась тундролесостепь.
Последнее, Валдайское оледенение хорошо коррелируется с Вюрм-Вислинским оледенением; граница его максимального распространения показана на рис. 9.9,	..
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов	285
Многие данные, ставшие известными в последнее десятилетие, свидетельствуют о существовании в ледниковые эпохи самостоятельного Баренцевоморского щита, занимавшего всю акваторию Баренцева моря и окружающие области суши, и сливавшегося со Скандинавским щитом. Среди доказательств этого приводятся такие факты, как аномально большая глубина моря (дно которого продолжает подниматься), явно ледниковый характер рельефа дна и донных отложений, наличие и расположение морен на южном берегу моря, штрихи и шрамы, указывающие на движение льдов и т. д.
То обстоятельство, что Сибирь в значительной мере удалена от источников влаги, привело к ограниченному распространению в ней покровного оледенения. Оно развилось только в ее северо-западной части, тогда как в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке имелись только горные оледенения. В силу этого же обстоятельства мощность ледового покрова здесь не превышала 300—400 м (по сравнению со средней мощностью Скандинавского щита 1300 м). Все тот же недостаток влаги и суровость климата привели здесь и в Восточной Сибири к широкому развитию подземного оледенения — вечной мерзлоты. Южная граница максимального распространения ледового покрова в Западной Сибири проходила примерно по 60° с. ш., восточная граница достигала г. Хатанги, на западе он сливался с ледовым щитом Русской равнины.
В настоящее время границы распространения льда в различные эпохи оледенения еще не установлены достоверно. Однако сама последовательность ледниковых эпох и межледниковий выявлена, по-видимому, достаточно полно и в общих чертах согласуется с их последовательностью в Западной Европе. Наиболее древним известным оледенением в Западной Сибири было Демьянское, которое соответствует, по-видимому, Окскому оледенению Русской равнины. После Тобольского межледниковья, в течение которого климат и другие физико-географические условия были похожи на современные, наступило максимальное, Самаровское оледенение. Характерной особенностью этих сибирских оледенений явилось то, что они совпали по времени с морскими трансгрессиями, вызванными тектоническими опусканиями коры. Об этом свидетельствует обнаруженный во многих местах переход ледниковых отложений на юге в мари-ногляциальные отложения на севере. Многие считают, что во время этих оледенений континентальный ледовый покров был разорван на две части (уральскую и сибирскую), между которыми находилось покрытое морскими льдами море. Крупнейшие реки Сибири — Обь и Енисей — свободно стекали в него.
Однако в последние годы стали известны свидетельства существования Карского ледяного щита, который соединял
286
Глава 9. Плейстоцен
Баренцевоморский и Таймырский щиты, блокировал сток сибирским рекам и вызывал образование гигантских ледниковых озер, по мнению ряда исследователей, имевших сток на юг через Тур-гайскую ложбину.
Самаровское оледенение (по названию села в низовьях Иртыша) после некоторого потепления завершилось так называемой Тазовской стадией. Вопрос о том, является ли она самостоятельной или принадлежит Самаровскому оледенению, еще не решен окончательно. Некоторые исследователи проводят параллель между Тазовским и Московским оледенениями. После Казанцевской межледниковой эпохи, практически совпадавшей с трансгрессией того .же названия и характеризовавшейся близким к современному климатом (на что указывают спорово-пыльцевые спектры), началось новое, так называемое Зырянское оледенение. Ледниковые отложения этой эпохи распространены, главным образом, в приуральской части Западно-Сибирской низменности.
В настоящее время Казанцевское межледниковье коррелируется с Мгинско-Микулинским и Эемским, а Зырянское оледенение— с Валдайской ледниковой эпохой.
Многочисленные исследования ледниковых и межледниковых отложений в Северной Америке в целом подтверждают общую последовательность событий, которая была установлена еще в конце прошлого века Т. Чемберленом, а также Ф. Левереттом. Характерной особенностью эпох оледенения в Северной Америке является то, что ледовый щит каждый раз возвращался в общем в одно и то же положение. Поэтому конечные морены всех четырех ледниковых эпох находятся близко друг к другу. В ряде мест конечные морены были уничтожены последующими оледенениями или погребены под их отложениями. Они обнажаются иногда в речных долинах или вскрываются бурением.
Считается, что в Северной Америке было четыре основных центра накопления и истечения льда. Самый древний из центров, ледовый щит которого, видимо, никогда не растаивал со времени его первоначального образования,— Гренландский. Такое же название носит и сам щит. Следующий ледовый щит — Лаврентийский—-распространялся в разные стороны из центра на п-ове Лабрадор. К западу от Гудзонова залива располагался Киватинский центр истечения льда, а в канадских Кордильерах— четвертый центр .
На рис. 9.10 показаны эти центры оледенения, а также граница максимального сплошного оледенения. Нетрудно видеть, что оледенение в Северной Америке распространялось значительно южнее (до 38° с. ш.), чем в Европе. Особенно далеко на юг ледовый покров распространялся в долине р. Миссисипи
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
287
Рис. 9.10. Центры оледенения и максимальное распространение ледникового покрова в Северной Америке.
Центры: 1 — гренландский, 2 — лабрадорский, 3 — киватинский, 4 — кордильерский.
и к востоку от нее. На востоке США его граница проходила примерно по 40° с. ш. до района Нью-Йорка. На западе граница сплошного ледового покрова отодвигалась к северу из-за недостатка влаги и проходила далее на запад до района Сиэтла и Ванкувера. В Кордильерах южнее границы сплошного ледового покрова значительные площади занимали горные ледники. Крупные массивы льда были разбросаны по территории, ограниченной с юга 36-й параллелью (мелкие горные ледники существовали еще южнее). На севере сплошной ледовый покров не везде достигал Северного Ледовитого океана. Северные районы Аляски, западные острова Канадского Арктического архипелага не были покрыты сплошным мощным ледовым щитом. Это обусловлено, с одной стороны, значительной удаленностью от источников влаги, а с другой — осушающим эффектом гор на южном побережье Аляски.
На рис. 9.11 показано расположение конечных морен различных эпох оледенения в центральных и восточных районах США.
Самым ранним известным оледенением было Небрасское, получившее свое название по имени штата. Его морена (конечная и донная) полностью погребена под более молодыми ледниковыми отложениями, и поэтому граница его распространения до сих пор не везде установлена. Лучше всего изучены отложения этой эпохи в штатах Небраска, Айова, Миссури и Канзас. Отложения в более южных районах, имеющие такой же возраст, что и небрасские ледниковые отложения, свидетельствуют о значительном похолодании. Небрасское оледенение, по-видимому, было не очень интенсивным и соответствовало Гюнцскому (Эбурон, Менап) оледенению, которое в Европе было ограничено Альпами и, по-видимому, не выходило за пределы Скандинавии.	ы
288
Глава 9. Плейстоцен
Довольно продолжительное Афтонское межледниковье, получившее свое название от местечка Афтон в штате Айова, по своему возрасту и характеру хорошо согласуется с Кромерским межледниковьем. Пыльцевые диаграммы торфяников в Айове, относящихся к Афтонскому межледниковью, показывают, что первоначально в течение длительного времени здесь преобладали хвойные леса, которые сменились столь же долгое время
Рис. 9.11. Положение конечных морен плейстоценовых оледенений в Северной Америке [154].
Н — Небраска, К. — Канзас, или Каизан, И — Иллинойс, В — Висконсин. Пунктиром показаны участки морен, погребенные под более молодыми ледниковыми отложениями.
господствовавшей травянистой растительностью, подобной произрастающей в условиях современного климата. Сравнительно на короткое время в составе растительности становится преобладающим дуб, после чего широколиственные леса сменились хвойными, и вслед за этим началось следующее, Канзасское оледенение.	j
Канзасские конечная и донная морены в штатах Миссури, Канзас, Небраска и Айова выходят на поверхность; в этом районе Канзасское оледенение, которое является аналогом Мин-дель-Эльстер-Окского оледенения в Европе, было максимальным. К востоку от р. Миссисипи его отложения скрыты под более молодыми моренами.
На отложениях Канзасского оледенения развит довольно мощный почвенный горизонт, принадлежащий Ярмутскому межледниковью (от Ярмута в штате Айова). Полных разрезов, которые могли бы характеризовать климат и физико-географические условия всего межледниковья (которое эквивалентно
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов	289
Великому интергляциалу в Европе), не имеется. Отдельные разрезы торфяников в штатах Айова и Иллинойс показывают преобладание таких хвойных деревьев, как пихта, сосна, лиственница, а также береза. Это указывает на более холодный климат, чем современный.
Иллинойское оледенение, соответствующее Рисс-Заале-Дне-провскому в Европе, было максимальным к востоку от р. Миссисипи. К западу же от этой реки оно значительно уступало по распространению всем остальным известным оледенениям. Конечная морена этого оледенения, как видно из рис. 9.11, огибала с севера юго-западную часть штата Висконсин, так называемую «безвалунную», или «безморенную», область, которая ни разу не испытала на себе действия ледниковых щитов.
Отложения Сангамонского межледниковья (от округа и р. Сангамон в штате Иллинойс) широко распространены и хорошо изучены. Хорошо известна свита Торонто, выходящая на поверхность в штате Онтарио (Канада). Она показывает, что в первый период межледниковья климат был более теплым, чем в настоящее время (средняя температура на 2—3° С выше). В лесах произрастало не менее 32 пород деревьев (среди них ясень, дуб, тисс, красный кедр). Здесь обитали такие животные, как олень, бизон, медведь, лесной сурок, гигантский бобр. Более молодые слои этой свиты (так называемые слои Скарборо) свидетельствуют о постепенном похолодании, на которое указывает и меньшее видовое разнообразие (14 пород деревьев), и состав флоры, а также и фауны. Эти слои перекрыты уже моренными отложениями, содержащими эрратические валуны из области Лаврентийского кристаллического щита. Сангамон-ское межледниковье в Америке соответствует Рисс-Вюрмскому в Альпах и Эем-Микулинскому в Европе. Вслед за этим межледниковьем в Северной Америке началось последнее, Висконсинское оледенение, эквивалентное Вюрм-Висла-Валдайскому оледенению Европы.
В настоящее время, когда ледниковая теория существует уже более 100 лет, имеется множество нерешенных проблем [31]. Большие споры, например, вызывает до сих пор абсолютная датировка оледенений. Поэтому интенсивные исследования, целью которых является уточнение хода изменений природной среды в плейстоцене, продолжаются. Создаются более совершенные методы, вскрываются новые факты, а некоторые старые толкуются по-новому, выдвигаются новые гипотезы. Однако описанная выше последовательность, по-видимому, не может существенно измениться в дальнейшем.
На рис. 9.12 показано максимальное распространение покровного оледенения в северном полушарии (по К. К. Маркову). Вместе с оледенением южного полушария оно превосхо-
10
Заказ ^s 1742
290
Глава 9. Плейстоцен
дило современное оледенение втрое и покрывало 30% площади суши, или 45 млн. км2, в том числе 13,9 млн. км2 — Антарктида; 13,14 млн. км2 — Лаврентийский ледниковый щит в Канаде; 5,76 млн. км2 — Европейский ледниковый щит; от 4,3 до
2,7 млн. км2 — Урало-Сибирский ледниковый покров; 2,6 млн. км2 — ледниковый щит и отдельные горные ледники Кордильер; 2,25 млн. км2 —горы Евразии; 2,16 млн. км2 — Гренландия; 0,7 млн. км2 — горы южного полушария (это составляло 25% площади Евразии, 60% Северной Америки и 110% Антарктиды; в северном полушарии площадь оледенения превышала современную в 13 раз).
Ледовый покров океана превышал современный в 1,5 раза и занимал 4% площади океана или 25 млн. км2. Всего льдом

§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
291
было покрыто 14% поверхности Земли, т. е. в два с лишним раза больше, чем теперь.
Максимальный объем льдов суши в плейстоцене составлял около 55 млн. км3, в том числе 23,9 млн. км3 — в Антарктиде (как и сегодня); 23,9 млн. км3 — в Северной Америке; 7,6 млн. км3 — в Европе и 0,7 млн. км3 — в Урало-Сибирской области (60% этих льдов было сосредоточено в северном и 40% в южном полушарии, тогда как теперь эти цифры равны соответственно 8 и 92%).
м
+ /50
+ 100
+ 50
± О
-50
-100
х Калабрийская
__L______1
Дунайское
д Сицилийская
''> Милаццская
-Л-------+ -7М---------------------
। /	/-х^Тирренская
। ;	'	Монастырская
---------l/_.. ________ ТГ-.и Уапес
Гюнцское
Минйельскде J_______С____
Рисское Вюрмское
Рис. 9.13. Колебания уровня океана в плейстоцене и положение средиземноморских террас относительно современного уровня [311].
Во время межледниковий стаивало, по-видимому, около половины этих льдов, и ледовые щиты оставались только в Антарктиде и Гренландии. Это приводило к эвстатическому (т. е. распространяющемуся равномерно на весь океан) повышению уровня Мирового океана на 85—120 м и образованию террас на берегах морей и океанов. Такие террасы были изучены еще в конце XIX в. в Средиземноморье, а затем и во многих других местах (Индии, Австралии, Северной и Южной Америке). Средиземноморские террасы являются террасами абразионного типа и образуют по берегам Средиземного моря своего рода лестницу, причем чем выше находится ступенька этой лестницы, тем она древнее. На абсолютную высоту террас влияют собственные движения земной коры, но на относительное превышение их друг над другом эти движения влияют в значительно меньшей степени.
На рис. 9.13 показаны планетарные изменения уровня Мирового океана в плейстоцене и место каждой из средиземноморских террас. На фоне общепланетарной регрессии океана видны
10*
292
Глава 9. Плейстоцен
быстрые колебания уровня, связанные с чередованием ледниковых и межледниковых эпох.
Самая древняя средиземноморская терраса — Калабрийская— находится в настоящее время на высоте 180 м и соответствует доледниковому уровню. Время ее образования совпадает с первым похолоданием климата, приведшим к появлению холодноводной морской фауны. Две Сицилийские террасы (100 и 80 м) коррелируются с межледниковьем Дунай — Гюнц, Ми-лаццская (60 м) —с Кромерским межледниковьем. Две Тирренские (45 и 32 м) и две Монастырские (18 и 8 м) террасы отражают сложный характер климатических изменений в течение Великого и Земского -межледниковий.
При оледенениях уровень понижался, и ниже современного уровня океана во многих местах на Земле также возникали эрозионные уступы. Сейсмическое профилирование через шельф часто обнаруживает сквозь тонкие слои осадков эти уступы, отмечающие каждое ледниковое понижение уровня. В некоторых случаях такие подводные террасы удавалось обнаружить даже визуально, используя акваланги и другие средства подводных исследований. Так, вокруг ряда Гавайских островов на глубинах от 5 до ПО м было обнаружено до десяти погруженных древних береговых линий, обозначенных отмершими коралловыми рифами.
При понижениях уровня (а он иногда падал на 100—200 м) обнажалась большая часть материкового шельфа. Так, во время последнего оледенения, когда уровень примерно за 20 тыс. лет понизился от современной отметки на 130 м, обнажилось около 27 млн. км2 материкового шельфа. Часть этого шельфа покрылась ледовым щитом, доведя общую площадь континентального оледенения примерно до 55 млн. км2. Доказательствами обнажения шельфа могут служить находки на нем на больших глубинах литоральных моллюсков, образцов пресноводного и солоноватоводного торфа, костей таких животных, как мамонты, мастодонты, лоси и т. п.
Благодаря обнажению шельфа образовывались сухопутные «мосты», которые препятствовали обмену водами между различными бассейнами и способствовали миграции животных между континентами. Такие мосты неоднократно возникали, например, между континентальной Европой и Британскими островами, между Чукоткой и Аляской. По последнему мосту около 30 тыс. лет назад в Америку из Азии проникли первобытные люди.
Возникновение оледенений в северном полушарии способствовало дальнейшему похолоданию климата всего земного шара. Значительная доля солнечной инсоляции благодаря большому альбедо ледовой поверхности была теперь недоступна для обогревания планеты. Толщина тропосферы повсюду уменьшалась,
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов	293
а ее температура понижалась. Это, несмотря на общее уменьшение влагосодержания атмосферы, приводило к значительному понижению снеговой линии.
Обычно понижение температуры во время оледенений рассчитывают, исходя из понижения границы снега. Высота снеговой линии в эти эпохи определяется как минимальная высота древних цирков в фирновых бассейнах. Умножая затем понижение снеговой линии на вертикальный градиент температуры, получают величину, характеризующую похолодание во время оледенения.
Так, А. Пенк нашел для последнего альпийского оледенения понижение температуры на 5° С. Он принимал вертикальный градиент равным 0,5°С/100 м. Впоследствии выяснилось, что эта величина градиента несколько занижена. Современные градиенты между высотами нынешней и плейстоценовой снеговых линий в Швейцарских Альпах составляют в среднем 0,7°С/100. Это дает величину понижения температуры на высоте плейстоценовой снеговой границы 8—9° С.
Другой метод оценки понижения температуры основывается на анализе распространения вечной мерзлоты в области, примыкающей к ледовым щитам. Выше говорилось о том, что имеются многочисленные признаки существования в прошлом мерзлого грунта. Наблюдения за современной вечной мерзлотой позволяют связать южную границу ее распространения с изотермами —2° С, согласно одним исследователям, или —5° С, согласно другим. Это значит, что в Центральной Европе, где между Скандинавским и Альпийским ледовыми щитами развилась вечная мерзлота, температура понижалась на 12—15° С.
Кажущееся расхождение между данными для горных областей и для равнин можно объяснить частым возникновением в ледниковые эпохи радиационных или адвективных инверсий температуры в нижних слоях атмосферы, когда вертикальный градиент температуры значительно уменьшался или даже менял свой знак. Имеются наблюдения, свидетельствующие о том, что градиенты температуры в горных областях изменяются от 0,8° на 100 м на больших высотах до 0,3° С в низколежащих долинах. Есть данные, свидетельствующие о понижении снеговой границы в горных областях субтропиков и тропиков, как Сьерра-Невада в Испании, Атлас, Эфиопия, Гималаи, от 1400 до 2100 м. В горах Загрос в Иране понижение снеговой линии составило 1800 м [306].
При обычно принимаемом градиенте температуры это дает падение температуры на 7—10° С. Новые данные о понижении снеговой линии на отдельных горах Ближнего Востока дают падение температуры на 14—15° С [21]. Согласно изотопному кислородному анализу, температура поверхности воды в восточ
294
Глава 9. Плейстоцен
ной части Средиземного моря и в Красном море составляла 15,5° С.
Общее падение температуры в тропосфере и понижение снеговой линии привели к возникновению горных оледенений не только в умеренных широтах, но также в субтропических и тропических районах. Плейстоценовые горные оледенения отмечены в Азии, Африке, на островах Тихого океана, в тропической Южной Америке. Имеются доказательства того, что на экваториальном о. Новая Гвинея некоторые долинные ледники достигали длины 16 км и опускались вниз до высоты 2 км. В южной части Южной Америки площадь оледенения увеличивалась за счет слияния долинных ледников Анд и образования на равнинах Патагонии обширных ледников подножий. Появлялись ледники также на возвышенностях Южной Австралии и Тасмании. Почти половина о. Южного, Новой Зеландии оказалась покрытой льдом.
Имеются данные, говорящие о том, что синхронно с колебаниями ледовых массивов северного полушария происходили и пульсации Антарктического ледяного щита. Исследования обнаружили, что в районе моря Росса в течение последних 1,2 млн. лет (цифра получена на основании калий-аргоновых и радиоуглеродных определений) произошло четыре наступания льда. Самое молодое из них, согласно радиоуглеродному анализу, происходило одновременно с последним, Вюрм-Висконсин-ским оледенением. Из-за понижения уровня во время ледниковых эпох шельфовые ледники Антарктиды (в том числе ледники моря Росса) должны были ложиться на дно, превращаться в континентальные ледниковые щиты и нарастать по толщине; во время межледниковий при повышении уровня они должны были разрушаться и опять превращаться в плавучие ледники. В эти эпохи, по-видимому, разрушался весь Западно-Антарктический щит, большая часть которого лежит сейчас на дне океана.
Уже говорилось о том, что при смене ледниковых и межледниковых эпох в северном полушарии в субтропическом поясе происходили значительные изменения физико-географических условий и в первую очередь климата. Об этом свидетельствуют геологические данные, палеоботанические и палеонтологические исследования. Они показывают, что во время ледниковых эпох в этой сейчас относительно сухой и теплой зоне увеличивалась увлажненность и понижалась температура. Еще более убедительными являются исследования истории озер, находящихся в этой зоне. Так, установлено, что в бессточном Большом Бассейне Северной Америки, заключенном между Скалистыми горами и хребтом Сьерра-Невада, во время ледниковых эпох находились гигантские пресноводные озера Боннвилл и Лахонтан,
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
295
древние береговые террасы которых прекрасно сохранились до наших дней. Сейчас на месте оз. Боннвилл находится Большое Соленое озеро и большое количество мелких озер, на месте оз. Лахонтан осталось только множество небольших озер. Доказано, что воды, заполнявшие эти плейстоценовые озера, не могли быть талыми ледниковыми водами. И в те времена область практически оставалась бессточной (лишь изредка она получала сток на север), а горных ледников для заполнения этих озер водами было явно недостаточно.
Причины заполнения озерных котловин были связаны с уменьшением испарения (из-за похолодания) и увеличением осадков и речного стока. Аналогичные изменения происходили и с другими озерами субтропического пояса, например с Мертвым морем на Ближнем Востоке, озерами Иссык-Куль, Зайсан, озерами в Китае.
Все эти факты позволяют связать возникновение ледниковых щитов в субарктических и умеренных широтах с плювиальными эпохами в субтропических и северных тропических широтах, а межледниковые эпохи — соответственно с сухими эпохами субтропиков.
Имеются в то же время данные, что для районов, еще более близких к экватору (например, Южная Сахара), соотношение между ледниковыми эпохами и плювиалами обратное. А именно, сухие периоды соответствуют здесь ледниковым эпохам, а дождливые— межледниковьям. В последнее время это было подтверждено параллельными исследованиями донных отложений в Аденском заливе и Красном море. Поскольку температурные различия в водах этих двух бассейнов незначительны (в настоящее время 2,5° С, во время оледенения, по-видимому, еще меньше), изотопный кислородный анализ скелетов фораминифер должен выявлять главным образом изменения солености.
Увеличение (уменьшение) солености в Аденском заливе, являющемся частью Мирового океана, связано, естественно, с увеличением (уменьшением) размеров материкового оледенения. Изменения солености Красного моря, имеющего затрудненную связь с океаном через мелкий Баб-эль-Мандебский пролив, наоборот, отражают прежде всего местные климатические изменения. С увеличением испарения и уменьшением осадков в районе Красного моря должно происходить его осолонение, с увеличением количества осадков и уменьшением испарения — опреснение. Анализ показал, что во время ледниковых эпох соленость вод Аденского залива увеличивалась, но что соленость Красного моря увеличивалась еще более. Отсюда следует вывод, что ледниковые эпохи приводили в этом районе к исключительно сухому климату. Анализ показал также, что в межледниковья соленость Красного моря становилась такой
296
Глава 9. Плейстоцен
же или еще более низкой, чем соленость Аденского залива. Единственное заключение — большое количество осадков в тропических областях в межледниковые эпохи.
О том, насколько сложно подчас делать заключения о климате на основании колебаний уровня внутренних водоемов, может свидетельствовать история Каспийского моря. Это озеро-море расположено частично в субтропической зоне, а его водосборный бассейн (речной сток составляет главную, около 80%, приходную статью водного баланса моря) простирается на север через несколько климатических зон. В течение плейстоцена бассейн претерпевал существенные изменения, и колебания уровня, связанные с этим, налагались на колебания, вызванные климатическими факторами. Каспийское море окончательно отделилось от Черного в середине плиоцена. Климатические условия были подобны современным, но поскольку водосборный бассейн был значительно меньше (водораздел проходил где-то в районе впадения Камы в Волгу), площадь Каспийского моря значительно сократилась. Устье Волги находилось тогда на широте Апшеронского полуострова [38]. Перед началом плейстоцена уровень Каспия повысился до отметки + 120 м, а размеры существенно увеличились. Это был так называемый акчагыльский бассейн, вода из которого иногда сбрасывалась в Черное море по Манычской впадине. Причиной акчагыльской трансгрессии было, по-видимому, оледенение на дальнем севере Европы, которое преградило путь стоку рек на север и направило их в сторону Каспия.
Во время плейстоцена происходили неоднократные трансгрессии; часть из них коррелируется с межледниковьями, другая— с ледниковыми эпохами. Так, Позднехазарская и Новокаспийская трансгрессии совпадали с Микулинским межледниковьем и голоценом, тогда как Хвалынская трансгрессия (самая значительная, когда площадь моря увеличилась почти в 2,5 раза по сравнению с современной) — с Валдайским оледенением.
Изменения климата в ледниковые и межледниковые эпохи были, естественно, связаны с изменениями глобальной атмосферной циркуляции. Уже говорилось о том, что появление огромных полярных шапок льда приводило к безвозвратной потере Землей части солнечной инсоляции. Высота тропопаузы, ограничивающей сверху тропосферу, в которой происходят все погодные явления, уменьшалась, так же как уменьшалась высота снеговой линии по всему земному шару. Статическая устойчивость атмосферы, в общем, увеличивалась. Меридиональный градиент притока тепла к земной поверхности, а следовательно, и меридиональный градиент температуры увеличивался. Вместе с увеличением градиента должна была увеличиваться скорость
§ 9.2. Глобальная картина ледниковых периодов
297
зонального ветра, а также скорость движения планетарных волн (число таких волн вокруг земного шара сокращалось). Генерация кинетической энергии в атмосфере в ледниковые эпохи несколько уменьшалась, а меридиональный перенос тепла и влаги практически не изменялся. В умеренных широтах должны были учащаться случаи блокирующих ситуаций, которые благоприятствовали сохранению ледовых щитов на континентах.
В 1971 г. большая группа ученых (первоначально ученых из США, к которым впоследствии присоединились коллеги и из других стран) объединила свои усилия с целью изучения истории климата Земли в течение последнего миллиона лет. Это исследование получило название проекта КЛИМАП, одной из непосредственных задач которого является построение карт земной поверхности в некоторые ключевые моменты прошлого. Для построения карт участники проекта использовали различные имеющиеся фактические данные и, прежде всего, данные большого количества кернов океанических отложений, анализ которых позволяет восстановить температуру воды в океане со средней точностью в 1,6° С.
На рис. 9.14 приводится реконструкция КЛИМАП поверхности Земли для летнего сезона (август) северного полушария во время максимальной фазы (18 тыс. лет назад) последнего оледенения — позднего Вюрма. Заканчивается работа и над аналогичной картой поверхности Земли для зимы (февраль) северного полушария.
На рис. 9.14 показаны распределение и толщина материковых ледниковых щитов, распространение морских льдов, снежного покрова и температура воды на поверхности океана.1 Сравнение распределения температуры воды с современным показывает, что максимальное понижение температуры в ледниковую эпоху происходило в умеренных широтах Северной Атлантики (на 10°С и более). Незначительное понижение температуры можно отметить в ограниченных областях Экваториальной и Южной Атлантики. Температура понижалась также в Тихом океане в области Куросио и северных умеренных широтах, в экваториальной зоне (более чем на 6°С), а также у берегов Южной Америки и в южных умеренных широтах. Минимальными были изменения в области субтропических ан-тициклонических океанических круговоротов. Более того в их центральных частях температура даже повышалась. В среднем для земного шара температура воды на поверхности океана была примерно на 2,3°С ниже современной.
* На оригинальной карте показаны, кроме того, области поверхности суши, обладающие определенной величиной альбедо. Изотермы на оригинале проведены через 1° С.
Глава 9. Плейстоцен
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
299
Рнс. 9.14. Реконструкция КЛИМАП поверхности Земли в августе во время максимальной стадии последнего оледенения 18 тыс. лет назад.
ч	Высота поверхности ледниковых щнтов дана в метрах, изотермы приведены через 2° С. Контуры материков совпадают
Г- с современной изобатой 85 м. Пунктиром показана граница материкового льда в Южной Америке. 1 — морской лед, 2 — поверхность, свободная ото льда, 3 — внутренние воды, 4 — снег и лед.
Полученная карта была использована несколькими исследователями для расчета атмосферной циркуляции. Один из таких расчетов был выполнен Л. Гейтсом [162], который использовал для этого двухуровенную динамическую модель. Он получил, что климат эпохи оледенения в континентальных областях, не покрытых материковыми льдами, был заметно холоднее. В Западной Европе, например, температура оказалась на 9—12° С ниже современной, в Восточной Европе — на 10—15° С, в восточной части США — на 10—14° С. В среднем для Земли воздух у поверхности был примерно на 5° С холоднее. Общий уровень атмосферного давления в умеренных и полярных широтах обоих полушарий повысился, тогда как в остальных зонах он несколько понизился. Максимум зональных западных ветров смещался в ледниковые эпохи к югу (в северном полушарии), к периферии ледниковых щитов. Азиатский муссон, согласно Л. Гейтсу, был менее интенсивным, а область его господства смещена к югу, так что Индостан попадал в более засушливые условия. В целом для Земли климат был суше.
Близкие к этим результаты были получены и в расчетах с использованием других моделей.
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
В течение долгого времени считалось, что Вюрм-ское оледенение состояло из трех холодных стадий, разделенных теплыми интервалами. Во время похолоданий ледниковые щиты достигали огромных размеров, местами разрушали доледниковую поверхность, а в других местах создавали специфический ледниковый рельеф. Во время теплых меж-стадиалов они резко сокращали свои размеры, возвращались в районы первоначального зарождения и в конце концов полностью или почти полностью исчезали.
Однако исследования, проведенные в последние десятилетия в СССР, Западной Европе и Северной Америке, заставляют теперь по-иному смотреть на последовательность событий во время последнего ледникового периода. Эти исследования включали в себя не только стратиграфический и геоморфо-
300
Глава 9. Плейстоцен
------О
Ту-Крикс
Рис. 9.15. Профиль изотопного отношения кислорода SO18 в ледяной колонке Кемп Сенчури [123].
Аллерёд Бёллинг
логический анализ, но и обширные палинологические исследования. Особенно большую роль сыграло внедрение в исследования методов определения абсолютного возраста органических останков с помощью радиоактивного изотопа углерода С14.
Эти исследования показали, что многие события в различных частях северного полушария происходили синхронно или почти синхронно и что весь последний ледниковый период может быть подразделен на три части. В европейской части СССР, Западной Европе, альпийском районе и в Северной Америке в течение раннего Вюрма 1 происходило образование и первое наступание ледниковых щитов. Эта стадия продолжалась примерно с 75—70 тыс. до 50 тыс. лет назад. Последующий интервал — средний Вюрм — имел продолжительность с 50 тыс. примерно до 25—23 тыс. лет назад и характеризовался некоторым потеплением, сопровождавшимся отступанием ледниковых щитов. На фоне этого отступания время от времени происходили наступания ледникового покрова. Наконец, поздний Вюрм характеризовался максимальным за весь этот период распространением ледниковых щитов и последующей их деградацией. Поздний Вюрм продолжался с 25—23 тыс. примерно до 10 тыс. лет назад.
30
40
Плум Пойнт -Тиллит -Li Могадор . j
Денекамп • Хенгело
%
^50
16
Порт-Талбот
 Тиллит —с 'Брадтвилль
Аптон Уоррен
Сен- Пьер 'Тиллит Беканкур~_
Оддераде | Брёруп Амерсфорт
80
90
° W0 -
110 -
120 -тыс. лет
Барбадос /
Барбадос II
Барбадос III
-55 -40 -35 -30 8О'в
Ввиду синхронности основных событий последнего ледникового периода для краткости будем ниже употреблять это название, отдавая дань приоритету, но помня, что синонимами Вюрма являются названия Валдай, Висла, Висконсин.
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
301
Тонкая структура колебаний климата во время последнего оледенения ярко иллюстрируется показанным на рис. 9.15 профилем изотопного отношения кислорода дО18 в уникальной 1390-метровой колонке льда, выбуренной в 1966 г. в северо-западной части Гренландского ледникового щита у Кемп Сенчури к востоку от Туле и достигшей скального ложа [123]. Величина 6О18, характеризующая выпадавшие в прошлом осадки, зависит от температуры во время их образования [130, 131]. По сравнению с океанской водой атмосферные осадки имеют дефицит в содержании тяжелого изотопа кислорода О18, причем этот дефицит тем больше, чем ниже температура. Таким образом, колонка представляет собой прекрасно сохранившуюся (медленными процессами диффузии изотопов можно пренебречь) летопись климатических изменений прошлого. Ориентировочная датировка слоев колонки охватывает около 125 тыс. лет, т. е. Эем-Микулино-Сангамонское межледниковье и Вюрм-Вис-ла-Валдай-Висконсинское оледенение. Разрешающая способность по времени составляет примерно 200 лет, поскольку анализировались кусочки льда, накапливавшегося каждые 200 лет. Точность хронологической привязки в самой верхней части кривой не менее 3%. К основанию колонки она, естественно, снижается.
У края Антарктического ледникового щита в районе ст. Бэрд (примерно 80° ю. ш., 119,5° з. д.) также была получена колонка льда. Хотя кривая, построенная по ней, менее детальна по сравнению с колонкой Кемп Сенчури, их сравнение показывает, в целом, хорошее согласие [147] и позволяет предполагать, что изменения климата в северном и южном полушариях были синхронными. К такому же выводу приводит и изотопный анализ 500-метрового керна льда, полученного из скважины вблизи советской антарктической ст. Восток [34].
Из рис. 9.15 видно, что последнее межледниковье состояло из трех стадий примерно одинаковой продолжительности. Этим стадиям американские исследователи присвоили наименования Барбадос I, II и III, поскольку они хорошо согласуются с высоким стоянием уровня на этом острове в тропической Атлантике. Три береговые террасы, сложенные из коралловых рифов, оказались теперь выше уровня океана. Их возраст (между 82 и 122 тыс. лет) надежно определен радиоизотопными методами [232].
Палеогеоботанический анализ показывает, что повсюду в умеренном поясе северного полушария климат был заметно теплее и влажнее современного. Это иллюстрирует табл. 9.2, в которой даны отклонения температуры и осадков в Эем-Сан-гамонском межледниковье от современных величин в различных районах Евразии и Америки [156].	- ,
302
Глава 9. Плейстоцен
Таблица 9.2. ОТКЛОНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ И КОЛИЧЕСТВА ОСАДКОВ В ЭЕМ-САНГАМОНСКОМ МЕЖЛЕДНИКОВЬЕ ОТ СОВРЕМЕННЫХ ЗНАЧЕНИЙ
	Средняя	температура, °C	Осадки, мм
Географическая область	Январь	Июль	Год	Год
Дания	+2	+(1-2)	+(1-2)	—
Северная и центральная ча-	+(1-2)	+3	+(2-3)	
сти ГДР н ФРГ Центральная Польша	+(3—4)	+3	+3	+50
Белоруссия	+(К:-6)	+5	+?	=
Центр ЕТС	+(9—10)	+2	+ (4—6)	+ 100
Северо-западная Украина	+(2-3)	=	+ 1	+50
Западная Сибирь	+4	+3	+3	+ 100?
Центральная Сибирь	?		+6	?
Западная Аляска		+(4-5)	+?	?
Окрестности Торонто	+ (3-4)	+2	+(2-4)	+(200-250)
Из таблицы видно, в частности, что вместе с потеплением и увеличением влажности произошло значительное уменьшение континентальности климата. Особенно заметно смягчение климата в центральных районах европейской части СССР (оно совпадало с поздне-хазарской трансгрессией Каспийского моря и с карангатской трансгрессией Черного моря). Морская трансгрессия происходила в это время и на севере Евразии. Западная Сибирь к северу от полярного круга была покрыта водой, Белое море распространяло свои воды к югу, образуя глубокий Северо-Двинский залив. Оно соединилось также с морем, располагавшимся на месте современного Балтийского моря, но более обширным. Далее в глубь Нидерландов вторглось Северно-Эемское море. Все климатические зоны в средних широтах значительно смещались к северу [12, 25]. На северных берегах Восточной Европы, где сейчас лежит тундра, шумели таежные леса. В Западной Сибири растительные зоны переметались на 600 км к северу, и в пике межледниковья широколиственные леса произрастали на 62—63° с. ш. в районе нынешней кедрово-болотной тайги [32].
Стадии Эем-Микулино-Сангамонского межледниковья разделены кратковременными похолоданиями. Реальность этих похолоданий (а некоторые из них по своей резкости были катастрофическими) подтверждается самыми различными данными. Это и изотопный кислородный анализ натечного вещества сталагмитов во французской пещере, и анализ ископаемой фауны в колонках со дна Мексиканского залива, и, наконец, анализ растительности древних торфяных болот Македонии и Нидерландов [155].
§<9.3. История Вюрмского оледенения
303
В раннем Вюрме происходило зарождение и начальное накопление ледниковых щитов. Основным центром накопления льда в Евразии было Скандинавское нагорье высотой до двух с лишним километров, западные крутые склоны которого встречали исключительно богатые влагой воздушные массы. Локальные центры оледенения имелись также в Исландии, на нагорьях Шотландии, Северной Англии и Уэльса, на Шетландских островах. Сначала лед накапливался главным образом на западных склонах Скандинавских гор, а также на наиболее высоких местах нагорья. Ледяные языки спускались вдоль выработанных ими долин, ставших впоследствии фьордами, и давали начало многочисленным айсбергам.
В то же время к востоку от оси Скандинавского хребта лед, хотя и медленно, продолжал накапливаться. С течением времени поверхность льда здесь стала выше Скандинавского гребня. Хотя общее количество осадков, по-видимому, уменьшилось вследствие похолодания, область их выпадения расширилась к востоку, поскольку расширилась теперь область восхождения воздушных масс. С этого времени распространение льда на юго-восток стало происходить заметно быстрее. Во время максимального развития Скандинавского ледяного щита ледораздел переместился на восток примерно на 400 км от гребня Скандинавских гор и располагался над Ботническим заливом. Мощность ледникового щита достигла в это время 2,5 км. К периферии его мощность уменьшалась сначала медленно, а затем значительно быстрее, так что в период максимального распространения щита на юг его мощность на краевых участках составляла 30—50 м. При столь небольшой мощности его движение подчинялось крупным неровностям поверхности, и лед распространялся в виде многочисленных лопастей и языков.
Как видно из рис. 9.15, на фоне общего похолодания климата в течение начального периода раннего Вюрма выделяются резкие короткопериодные колебания. Они находят отражение в многочисленных и разнообразных данных, полученных задолго до анализа колонки из Кемп Сенчури. На рис. 9.16 показана климатическая кривая, построенная в основном по результатам стратиграфических и палинологических исследований в Нидерландах, подкрепленным надежными радиоуглеродными определениями возраста [310]. Аналогичная кривая была построена также по ископаемым останкам флоры и фауны в Англии (в основном, фауны насекомых) [125].
Из кривой рис. 9.16 видно, что с приближением края ледникового щита к Нидерландам на этой территории исчезли леса Эемского межледниковья, и появилась кустарниковая тундра. Вскоре, однако, наступило первое из ранневюрмских потепле-
304
Глава 9. Плейстоцен
0
3 10
•Л
-с, 20 ез
8 и
£
30
е
Е
я
I 50
>10
0	5 10 15 20 °C
Рис. 9.16. Климатическая кривая июля для Нидерландов и Бельгии [310].
ний — интерстадиал Амерс-форт. Он получил наименование по голландскому городку, лежащему на берегах р. Эем недалеко от ее впадения в залив Эйсселмер (Зейдер-Зее). Около этого городка была заложена глубокая скважина, которая достигла торфяников Земского межледниковья. Радиоуглеродный анализ органических останков, обнаруженных в торфяном горизонте, который отделен от Эемских торфяников слоем песка и характеризует этот интерстадиал, дал возраст, равный 64 тыс. лет [309]. Аналогичный слой был обнаружен также в Дании, где этот интерстадиал получил название Рёдебек. Во время потепления температура в Нидерландах повысилась до 15° С (сейчас здесь около
17° С) и вокруг распространились березовые и сосновые леса с примесью дуба, ясеня и вяза. В Дании средняя июльская температура достигла 10—12° С.
После сравнительно небольшого промежутка, когда июльские температуры в Нидерландах упали ниже 9°С и вновь развилась тундровая растительность, наступил новый интерстадиал, получивший название Брёруп по небольшому городку в западной части южной Ютландии, не подвергавшейся в Вюрме
оледенению. Возраст этого интерстадиала, по радиоуглеродным определениям, составляет около 59 тыс. лет [97]. Он был более продолжителен и более интенсивен, чем предыдущий интерстадиал Амерсфорт. На этот раз июльские температуры поднялись еще выше, до 15—17° С, и вокруг вновь распространились леса. По некоторым данным, в этой части Европы в раннем Вюрме был еще один теплый интервал (Оддераде), во время которого в Данию и Шлезвиг-Гольштейн вновь возвращались леса. Наличие этого теплого интервала показал, в частности,
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
305
анализ торфяных горизонтов в области Дитмаршен (Шлезвиг-Гольштейн) к северу от устья Эльбы.
После описанных довольно резких колебаний климата, занявших сравнительно короткий интервал времени, произошло первое значительное похолодание раннего Вюрма. Это похолодание, связанное со значительным приближением края ледникового щита, привело к тому, что Нидерланды и Данию покрыла тундра, а затем и арктическая пустыня, лишенная всякой растительности.
Палинологический анализ показал, что в последующие тысячелетия происходили колебания климата с незначительной амплитудой. Следующее очень слабое потепление, при котором температура июля повысилась до 6°С и стала господствующей тундровая растительность, получило название Мурсхофт по местечку в устье Шельды. Оно длилось с 50 до 43 тыс. лет назад и достигло кульминации 46,5 тыс. лет назад. Его начало знаменует собой конец раннего и начало среднего Вюрма.
По последним данным, ранневюрмский ледниковый щит не достигал территории ГДР и ФРГ [27]. В это время здесь отлагались долинные пески, которые носят следы оледенения. По-видимому, край ледника находился в районе современной котловины Балтийского моря или у побережья ГДР. В одном из разрезов обнаружен слой оторфованного сапропеля, пыльцевой анализ которого показал сначала тундровую растительность, а затем ее смену бореальными сосново-березовыми лесами. Это потепление соответствует межстадиалу Брёруп.
Среди советских ученых, проводящих в последние годы весьма интенсивные исследования хронологии и условий последнего оледенения [5, 14, 23, 65, 73, 83], нет единодушия относительно того, когда именно распространение ледникового щита в пределах Русской платформы в Вюрме было максимальным. Большинство склоняется к мысли, что ранневюрмские ледники не имели максимального распространения, и их конечные морены погребены под более молодыми ледниковыми и неледниковыми отложениями. В последнее время появились сведения о том, что донная морена Ранневалдайского оледенения обнаружена при бурении в различных районах северо-запада СССР. Так, она была обнаружена в Ленинграде, на р. Свирь, однако конечных морен до сих пор не найдено. Имеются также косвенные данные из областей, не подвергавшихся оледенению в раннем Вюрме (Валдае), но испытавших в связи с этим оледенением изменения климата и растительности. Некоторые из разрезов этих областей подкрепляются радиоуглеродным датированием [23].
Обычно наглядное представление о динамике того или иного ледникового щита дают так называемые хроностратиграфические
306
Глава 9. Плейстоцен
Финляндия Севера - запад и запад СССР
-750 км	, -SOO км
-  ц
Рис. 9.17. Хроностратиграфический разрез для Скандинавского ледникового щита. По данным ряда авторов. Упрощено.
разрезы или схемы, на которых по оси абсцисс откладывается расстояние края щита от центра оледенения или другой опорной точки в каком-либо характерном направлении, а по оси ординат — время. Такой хроностратиграфический разрез для Скандинавского щита показан на рис. 9.17. Он составлен по данным различных авторов и в значительной мере упрощен. По оси абсцисс на нем откладывалось расстояние края Сканди
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
307
навского щита от северных районов Финляндии в направлении на юго-юго-восток через Ленинград и на Смоленск. На рисунке треугольниками показано также положение во времени и пространстве некоторых разрезов, неледниковые отложения которых были датированы радиоуглеродным методом. Пунктирные участки кривых отражают неопределенность в положении во времени или в амплитуде тех или иных колебаний. Из рисунка видно наличие трех крупных наступаний ранневалдайских ледников, разделенных межстадиалами, соответствующими межстадиалам Амерсфорт и Брёруп. Некоторые из этих колебаний подтверждаются разрезами в десятках мест в Прибалтике и на северо-западе СССР.
Начало возникновения Лаврентийского ледникового щита также приходится на 75—70 тыс. лет тому назад. Первые центры накопления льда находились вблизи побережья Атлантического океана на о. Баффинова Земля, п-ове Лабрадор, а также на о. Ньюфаундленд. Как показывают исследования, для того чтобы эти обширные высокие плоскогорья покрылись льдом, достаточно очень незначительного понижения температуры воздуха (на 1—2°С) и соответствующего понижения снеговой линии (на 200—300 м) [98, 106]. Поэтому возможно, что формирование Лаврентийского щита началось несколько раньше, чем Скандинавского. О том, что первоначально центры накопления и истечения льда располагались в восточной части Канады, свидетельствуют индикаторы движения льдов в долине р. Св. Лаврентия в раннем Висконсине. На рис. 9.18 показан аналогичный предыдущему хроностратиграфический разрез для Лаврентийского щита, причем выбрано направление от центральной части Лабрадора на юго-запад вдоль долины р. Св. Лаврентия, озер Онтарио и Эри. Разрез составлен по различным источникам [141, 142, 154, 194 и др.].
Похолодание климата в раннем Висконсине отразилось в смене характера ископаемых останков от слоев Дон, которые относятся к Сангамонскому межледниковью, к слоям Скарборо. И те, и другие слои были обнаружены в районе Торонто, Онтарио (Канада). Похолодание, запечатлевшееся в слоях Скарборо, совпало с наступанием ледникового щита из лабрадорского центра оледенения. Ледниковый покров распространился в долину р. Св. Лаврентия, перегородил ее и отложил морену Беканкур (по местечку и небольшой речке в долине Св. Лаврентия между Квебеком и Монреалем).
Вслед за этим наступанием ледника произошло потепление. Над мореной Беканкур отложились слои торфа, получившие название Сен-Пьер также по местечку в долине р. Св. Лаврентия. Радиоуглеродный возраст этого интерстадиала, также получившего название Сен-Пьер, составляет 64—65 тыс. лет.
308
Глава 9. Плейстоцен
Рис. 9.18. Хроностратнграфнческнй разрез для Лаврентнйского ледникового f	щита в области Великих озер. По данным ряда авторов. Упрощено.
В юго-западной части штата Нью-Йорк в это время произрастали в основном сосновые и еловые леса, тогда как сегодня здесь господствуют широколиственные породы как дуб и клен [156]. Температура была ниже современной в среднем за год на 5°С, в июле — на 8°С (т. е. 13°С), а в январе — на 2°С (около —7°С).
В этот период ледниковый покров занимал только плоскогорье п-ова Лабрадор и возвышенности к востоку от Квебека.
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
309
Об этом, в частности, свидетельствует тот факт, что в долине р. Миссинайби и во многих других местах низменности Гудзонова залива на нижней морене, коррелирующей с мореной Беканкур, лежит обширный горизонт торфа. Интерстадиал Сен-Пьер коррелируется, по-видимому, с интерстадиалом Амерс-форт в Евразии. В юго-восточной части канадской провинции Квебек этот интерстадиал был первым и последним в Висконсине: с 60 и вплоть до 12 тыс. лет назад этот район был покрыт ледниковым щитом, который отложил морену Джентильи (по местечку в долине р. Св. Лаврентия). В районе Пьервиля в долине р. Св. Лаврентия был обнаружен торф, лежащий между двумя моренами. Пыльцевой анализ показал переход от субарктической растительности к лесной (ель, сосна) и опять к субарктической [285]. Было выяснено, что в пике этого интерста-диала растительность была богаче, чем в лежащих на 400 км южнее лесах штата Нью-Йорк во время интерстадиала Сен-Пьер. Поэтому напрашивается мысль, что торф этот представляет другой интерстадиал, который соответствует Брёрупу.
Следующее наступание ледников было более интенсивным. На этот раз лед достиг Торонто, преодолел Ниагарский уступ и вышел на северный берег нынешнего оз. Эри, отложив конечные морены Саннибрук в районе Торонто, Каннинг в Парисе и Брадтвилль в Порт-Талботе (все в юго-западной части провинции Онтарио). В это время ледник, по-видимому, впервые достиг южного берега оз. Эри и вышел на территорию штатов Огайо и Индиана. Здесь он несколькими языками достиг 40-й параллели и отложил морену Гаханна (в 15 км от столицы штата Огайо Колумбуса). Центры истечения льда к этому времени переместились к западу, и языки льда вторгались по древним долинам, в которых теперь располагаются другие Великие озера, в пределы штатов Мичиган, Висконсин и Иллинойс. Мичиганский язык достиг 41—42° с. ш. и отложил в северном Иллинойсе морену Уиннебейго (по названию населенного пункта). Южнее края ледникового щита в штатах Иллинойс, Индиана, Огайо отложились лёссы. Это наступание было максимальным в раннем Висконсине (Вюрме) и, по-видимому, коррелируется с максимальным в Ранневалдайском оледенении распространением льда. Начало отступания оледенения знаменует собой конец раннего и начало среднего Висконсина (Вюрма).
Из рис. 9.16 видно, что после некоторого потепления в Нидерландах во время интерстадиала Мурсхофт произошло краткое похолодание, которое в свою очередь сменилось двумя потеплениями. Эти потепления были уже более значительными, но ни одно из них не привело к появлению леса (температура июля не поднималась выше 10°С). Окружающий ландшафт
310
Глава 9. Плейстоцен
представлял собой тундру и кустарниковую тундру (обнаружены признаки произрастания карликовой березы). Первый из этих межстадиалов — Хенгело был 37—39 тыс. лет назад, другой— Денекамп — 29—32 тыс. лет назад. Оба получили названия по населенным пунктам в провинции Оверэйссел в Нидерландах. Последний интерстадиал завершил собой средний Вюрм и сменился новым, на этот раз максимальным наступанием ледяного покрова.
В Англии в районе небольшого городка Аптон Уоррен примерно в 25 км от Бирмингама в зандровых флювиогляциальных отложениях были найдены ^растительные останки. Радиоуглеродный анализ дал »оценку возраста 41 900±800 лет. Было обнаружено около 80 видов растений, которые говорят о сходстве с современной флорой Северной Швеции. Однако леса в то время были более разреженными. В этом же районе на р. Эйвон у местечка Флэдбери между слоями флювиогляциальных отложений были обнаружены линзы торфа, возраст которых составляет 38 000±700 лет.
Как мы видели, в течение среднего Вюрма в Западной Европе происходили незначительные колебания температуры, что было связано со сравнительно небольшими колебаниями края ледника.
По-видимому, совершенно иной характер имели колебания края ледникового щита на территории Русской платформы, на его юго-восточной и восточной окраинах. Здесь амплитуда перемещений края щита была настолько велика, что до сих пор ученые не решили, называть ли средневалдайский интервал межстадиалом или межледниковьем. Факт средневалдайского потепления был установлен по многочисленным межледниковым отложениям, которые во многих случаях были датированы радиоуглеродным методом. Среди них многие находятся на территории, подвергавшейся нашествию ледникового покрова как в раннем, так и в позднем Валдае (см. рис. 9.17). К ним относятся отложения в ленинградском разрезе, названном «Гражданский проспект», в разрезах у речек Поной и Чапома на Кольском полуострове.
В Северной Финляндии, в районе Перяпохьола, на 67° с. ш. в 12 буровых скважинах были обнаружены межморенные отложения, свидетельствующие о субарктическом характере растительности с редкостойными березовыми лесами и имеющие возраст около 45 тыс. лет [200]. По-видимому, в это время лед отступил за полярный круг и в горные районы Скандинавии. Подобные отложения обнаружены также в северных и центральных районах Швеции [221]. Недавно на юго-востоке Норвегии в осадках водно-ледниковой дельты были обнаружены останки ели возрастом 48 тыс. лет. Это свидетельствует о рас
§ 9.3, История Вюрмского оледенения
311
пространении хвойных лесов на восточных склонах южной части Скандинавских гор.
В тех же местах были обнаружены многочисленные останки мамонтов, некоторые из них датированы по С14 в 24,4 тыс. лет, т. е. эти мамонты жили здесь перед началом последней максимальной стадии оледенения. Широко известны находки в так называемом разрезе Риксдорф (по старому названию Ней-кёльна, пригорода Берлина), где в одном горизонте (правда, не в одном месте) собраны останки богатой фауны, свидетельствующей о крупных изменениях климата. Наличие в этих слоях останков льва, гиены, бобра, оленя, бизона, древнего слона, носорога Мерка, лошади свидетельствует о теплом климате, тогда как останки мамонта, шерстистого носорога, мускусного овцебыка, северного оленя и песца говорят о бореальном климате, господствовавшем перед бранденбургским максимумом распространения льда. В северной Дании в Скерумхеде скважины пересекли морскую толщу мощностью 123 м, иско- паемые моллюски которой говорят о переходе от бореального к более холодному климату в связи с приближением ледника. Поскольку эта толща лежит на морене, которая в свою очередь находится над Эемскими межледниковыми отложениями, делается вывод о ее средневюрмском возрасте.
Средний Висконсин в Северной Америке также был в целом более теплым, чем его начало и конец (см. рис. 9.18) [141,142]. Во время раннего Висконсина вслед за самым дальним продвижением ледникового щита на юг он примерно 50 тыс. лет назад отступил далеко на север. С этого времени и до начала позднего Висконсина (примерно 23 тыс. лет назад) в Северной Америке господствовал относительно теплый климат, а ледники большую часть времени располагались дальше к северу. Они покидали на тысячи лет бассейны Великих озер, но иногда возвращались сюда и оставляли за собой моренные отложения.
Первое отступание ледников в течение среднего Висконсина получило название интерстадиала Порт-Талбот. Отложения этого интерстадиала известны в обширном районе — в юго-западной части провинции Онтарио, в штатах Пенсильвания, Индиана, Мичиган. В провинции Манитоба (Канада) между мореной Леннард, относящейся к раннему Висконсину, и верхней мореной имеются тонкие стратифицированные отложения интерстадиала Порт-Талбот. В юго-восточной части провинции Квебек в предгорьях Аппалачских гор к этому интерстадиалу относятся отложения Гейхёрст, представляющие собой варви-товые осадки приледникового озера. Как показывают подсчеты слоев, они откладывались по крайней мере 4000 лет [222]. В южной части низменности Гудзонова залива в течение этого интерстадиала также отлагались озерные осадки. Позднее
312
Глава 9. Плейстоцен
вплоть до окончательной дегляциации здесь оставался лед. Таким образом, граница Лаврентийского ледникового щита во время интерстадиала Порт-Талбот проходила от устья р. Св. Лаврентия вверх вдоль ее долины, а примерно от Монреаля поворачивала на западо-северо-запад к низменности Гудзонова залива. По-видимому, в этот период Кордильерский и Лаврен-тийский ледниковые щиты не соединялись.
Оценки показывают, что площадь Северо-Американского ледникового щита была в этот период по крайней мере вдвое меньше, чем его площадь при максимальном распространении в Висконсине. Вслед за отступанием ледника далеко на север продвинулись все климатические и растительные зоны. На северном берегу оз. Эри распространились сосновые и еловые леса, которые затем обогатились лиственницей, березой, а также пихтой, вязом и ольхой. Такие леса теперь произрастают в районе истоков р. Сент-Морис в Квебеке в 700—800 км к северо-востоку. Это позволяет считать, что зима на северном берегу оз. Эри была примерно на 12°С холоднее, чем в настоящее время, безморозный период был на 80 дней короче, а лето было таким же теплым, как и сейчас.
Внутри интерстадиала Порт-Талбот произошла по крайней мере одна незначительная кратковременная подвижка ледяного щита, во время которой откладывались морены на северном берегу оз. Эри (морена Дануич). Она разделяет интерстадиал на две части Порт-Талбот I и II. Первый из них был более теплым [141]. Многочисленные радиоуглеродные датировки показывают, что возраст отложений интерстадиала находится в диапазоне 42—49 тыс. лет. Возможно, что он соответствует интерстадиалу Мурсхофт в Европе.
За интерстадиалом Порт-Талбот последовало новое наступание льда. Он снова захватил юго-западную часть Онтарио, вторгся в северо-восточную часть штата Огайо, продвинулся в Висконсин и Иллинойс. В этот период была отложена, в частности, морена Могадор (в 30 км от Кливленда, Огайо, на южном берегу оз. Эри), которая показана на рис. 9.18.
В не захваченной ледником области происходило накопление лёссов, которые теперь надежно датированы. После этого главного в среднем Висконсине наступания льдов последовал новый интерстадиал Плум-Пойнт, названный так по местечку на северном берегу оз. Эри. Этот интерстадиал согласно радиоуглеродному датированию имеет возраст от 32 до 23 тыс. лет. Ископаемые останки растений и животных, характеризующих этот интерстадиал, были найдены во многих местах на северном и южном берегах озер Эри и Онтарио.
Так же как и во время предшествовавшего интерстадиала, произошло существенное изменение растительности и фауны,
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
313
которое ощущалось далеко за пределами областей, подвергавшихся оледенению, например в Техасе [227]. Во время этого интерстадиала ледяной щит не отступал так далеко, как во время интерстадиала Порт-Талбот: мы упоминали, что в юго-восточной части провинции Квебек и в низменности Гудзонова залива после интерстадиала Порт-Талбот ледяной щит не уходил вплоть до его окончательной деградации. Значит, интерста-диал Плум-Пойнт был холоднее, чем самая теплая фаза интерстадиала Порт-Талбот. Мёрнер [241] подразделил интерстадиал Плум-Пойнт на три части и показал, что самой теплой была наиболее древняя из них. Интерстадиалом Плум-Пойнт завершается средний Висконсин, после которого последовала максимальная заключительная стадия оледенения.
После относительно теплого среднего Вюрма первое вторжение Скандинавского ледникового щита было максимальным. Оно произошло примерно 20 тыс. лет назад. Такой возраст бранденбургской морены дали варвометрические измерения еще в начале XX в.; теперь он подтверждается некоторыми радиоуглеродными определениями. Эта конечная морена и принимается за границу максимального распространения льда в позднем Вюрме. Ей соответствуют в Польше морена Лешно (по местечку около Варшавы), в Литовской ССР — грудасская морена, в Белоруссии и северо-западной части РСФСР — бологовская морена.
После Бранденбургско-Бологовского максимума началась окончательная деградация Скандинавского ледникового щита, которая прерывалась иногда остановками или частичными возвратами. Но уже никогда ледник при очередном возврате не достигал границ своего предыдущего наступания. На Европейской территории СССР среди наиболее значительных возвратов, во время которых у края щита отлагались мощные конечные морены, можно выделить Вепсовско-Крестецкую стадию (по Вепсовской возвышенности южнее р. Свирь), имеющую возраст около 15 тыс. лет и соответствующую Померанской стадии в Западной Европе. Следующей была Лужская стадия с возрастом около 13 тыс. лет. Ей соответствует Фельгастская стадия (Фельгаст — городок к западу от Штральзунда, ГДР) и стадия Фьорос в Южной Швеции. Этот холодный период носит также название Ранний Дриас, по названию типично тундрового растения Дриас октопетала (куропаточья трава).
Межстадиал Бёллинг, который последовал за Лужской стадией, был относительно коротким (12,3—12,6 тыс. лет) и довольно слабым. Его наличие было впервые установлено в результате исследования изменений состава пыльцы в торфяном болоте Бёллинг-Сё на юге п-ова Ютландия [186]. В нижней части разреза, который характеризует предыдущий холодный
314
Глава 9. Плейстоцен
период, преобладает пыльца типично тундровых трав и кустарников (80%), тогда как древесная растительность, согласно пыльцевым диаграммам, составляет лишь незначительную часть. Выше в разрезе пыльцы трав и кустарников становится меньше (до 50%), тогда как количество пыльцы древесной растительности (в основном березы) увеличивается (до 50%). Затем состав пыльцы опять изменился, свидетельствуя о новом похолодании. Эти палинологические исследования позволили сделать вывод, что в Дании во время интерстадиала Бёллинг температура воздуха в июле составляла 10—12°С. Наличие этого интерстадиала показал также пыльцевой анализ в северо-западных и центральных районах Европейской территории СССР, в Нидерландах, ГДР, ФРГ, Норвегии и Южной Финляндии.
Следующий возврат ледникового щита произошел после интерстадиала Бёллинг. Эта стадия получила название Невской в СССР и Бергхем в Южной Швеции. Другое название этого похолодания — Средний Дриас — говорит о возвращении в Данию и другие страны тундровой растительности. За Средним Дриасом последовало новое потепление. Оно получило название Аллерёд по местечку недалеко от Копенгагена. Отложения этого интерстадиала, который происходил 12—11 тыс. лет назад, широко распространены в Западной Европе и на Русской платформе. Аллерёд ознаменовался резким возрастанием содержания пыльцы древесной растительности (до 90%) в отложениях все того же датского болота Бёллинг-Сё. В составе Аллерёд-ского леса в Дании преобладала береза, вместе с ней росли сосны и ивы. Согласно палинологическому анализу, в июле температура в Дании достигала 14—15°С. В направлении на восток состав лесов изменялся: сначала появлялась сосна (Польша, Литва), затем ель (северо-восток Европы). В это время уже вся котловина Балтийского моря была свободна от континентального льда, и ее занимало обширное приледниковое Балтийское озеро.
Теплый промежуток—интерстадиал Аллерёд — завершился новым наступанием, на этот раз последним, которое опять ознаменовалось широким распространением тундры. Ледяной покров достиг Южной Финляндии и образовал здесь в течение трех последовательных фаз три параллельные друг другу конечные морены Сальпаусселькя, в Швеции он отложил так называемые среднешведские морены, в Норвегии — морену Ра. Примерно 10,2 тыс. лет назад ледниковый покров начал отступать от внутренней из морен Сальпаусселькя, по имени которых назван весь этот холодный интервал. Скандинавский ледниковый щит все еще представлял собой единое целое, но его мощность была уже значительно меньше. Градиент массы льда от центра щита к его периферии стал незначительным. Поэтому большие пери
§ 9.3. История Вюрмского оледенения
315
ферийные участки щита потеряли свою подвижность и превратились в разрушающийся на месте «мертвый» лед. Примерно 9500 лет назад основная масса ледяного щита располагалась уже к западу от Ботнического залива. Примерно 8,8 тыс. лет назад у оз. Рагунда в Северной Швеции ледниковый щит распался надвое и вскоре исчез совсем.
В Северной Америке, как и в Европе, максимальное распространение ледникового щита отмечалось в позднем Висконсине. Его возраст оценивается в 18—20 тыс. лет, так что он практически совпадает с максимумом развития Скандинавского щита. Эта стадия получила название Тэйзуэлл по конечным моренам в Иллинойсе. Ледниковый покров достиг здесь 39° с. ш. и отложил наиболее мощные морены с эрратическими обломками особенно крупных размеров. Также далеко на юг ледниковый покров распространился и в штатах Индиана и Огайо. Другие названия этой стадии (Ниссури, Кэтфиш-Крик) дали конечные морены в бассейне озер Эри и Онтарио. На Среднем Западе лед образовал два языка — Де-Мойн и Джеймс — которые достигли 42—43° с. ш. В Иллинойсе и других штатах в широкой прилед-никовой зоне вновь отложился мощный слой лёсса (пеорийский лёсс, по г. Пеория, Иллинойс).
Отступание южного края Северо-Американского ледникового щита началось на разных участках в несколько различное время в течение промежутка 18—15 тыс. лет назад. Раньше всего ледники стали отступать на юго-востоке щита с шельфа, затем двинулись языки льда, занимавшие штаты Огайо и Иллинойс, а позднее всего стали разрушаться языки на Среднем Западе США (рис. 9.19). Отступание льдов, как и в Европе, время от времени прерывалось возвратами. После интерстадиала Эри, который был 15—16 тыс. лет назад, наступила ледниковая стадия, получившая название Лэйк-Бордер (т. е. озерная краевая), Кэри или Порт-Брус (по местечку на северном берегу оз. Эри) [194]. В течение этой стадии были отложены почти все поверхностные морены, известные сейчас в юго-западной части провинции Онтарио (Канада). Вдоль южных берегов озер Мичиган и Эри образовались морены Кэри, отличающиеся значительно более мелкозернистым составом по сравнению с моренами стадии Тэйзуэлл. В штатах Индиана и Огайо ледник этой стадии оставил морены Уобаш. В Айове ледниковый язык Де-Мойн достиг во время этой стадии максимального развития и отметил границу своего распространения мореной Бемис.
Отступание ледникового щита происходило крайне неравномерно на различных участках. Причиной этого было то, что в некоторых местах большую роль играли различные локальные факторы. Конечно, повсюду и особенно на юго-западе Лаврен-тийского щита сильно возросла скорость абляции. Однако
Рис. 9.19. Распространение ледникового покрова в позднем Вюрме и этапы его деградации. По данным различных авторов.
co
О)
Глава 9. Плейстоцен
§ 9.3. История Вюрмского оледенения	317
картина усложнялась появлением других действенных факторов в тех или иных местах. Так, большую роль при усилении абляции стал играть общий наклон рельефа. Например, есть мнение, что длительное сохранение языков на Среднем Западе США было связано с продолжающимся благодаря наклону рельефа течением льда несмотря на фактическое прекращение общего роста щита. В то время как эти языки продолжали получать питание с севера, в районах, откуда этот лед поступал, происходило заметное уменьшение толщины ледяного покрова.
При отступании ледникового щита у его края образовывались огромные приледниковые плотинные озера. Они обычно занимали многократно выутюженные ледниковыми языками широкие долины. Когда эти ледниковые языки отступали, озера увеличивались в размерах, но становились мельче, когда же происходило наступание льда, они сокращались и в то же время их глубина увеличивалась. Образование приледниковых озер и обламывание при потеплениях края ледникового щита с образованием многочисленных айсбергов было другим существенным фактором, ускорявшим отступание края ледникового щита.
Таким, например, был процесс, в результате которого после стадии Порт-Брус край ледникового щита отступил от морен, окаймляющих оз. Эри на юге, на 300 км к северу в центр бассейна оз. Гурон. Этот интерстадиал, однако, вскоре завершился новым наступлением льдов, когда ледниковый край из центральной части оз. Гурон продвинулся на юг на 200 км и отложил морену Порт-Гурон, давшую название всему этому стадиалу. Мичиганский язык занял примерно половину современного оз. Мичиган. На севере Айовы и на юге Миннесоты ледниковые языки Среднего Запада оставили после себя массивные морены к югу от г. Манкейто. По имени города была названа описанная ледниковая стадия в этом районе. Морена Манкейто имеет возраст 12 650 лет. В конце ледниковой стадии на северо-западе штата Миннесота образовалось обширное приледниковое оз. Агассиц (11 740 лет назад). Все колебание произошло в течение 1000 лет. Возраст этого оледенения по радиоуглеродным определениям составляет около 13 тыс. лет; он, по-видимому, коррелируется с Лужской стадией в Восточной Европе.
• Следующее колебание края ледника характеризует классическое обнаружение в местечке Ty-Крикс, Висконсин, на берегу оз. Мичиган, около 150 км к северу от Милуоки. Здесь под мореной Порт-Гуронского оледенения лежат варвитовые слои алеврита и глины, которые отложились в то время, когда ледник отступил на север и местность затопили воды древнего оз. Чикаго. При дальнейшем отступании ледника, когда уровень озера понизился, местность покрылась еловыми лесами со включениями сосны и березы. Об этом говорит лежащий выше слой
318
Глава 9. Плейстоцен
торфа. Новое, пока еще далекое наступание края ледникового щита привело сначала к повышению уровня озера, и над слоем торфа отложились тонкие стратифицированные осадки с останками стволов, веток и листьев деревьев и с ископаемыми моллюсками. Эту последовательность слоев венчает, наконец, вторая ледниковая морена, отложившаяся, когда в этот район пришел и продвинулся вплоть до Милуоки ледниковый щит стадии Валдерс. Радиоуглеродное датирование древесины из слоев Ту-Крикс дало для возраста межстадиала Ty-Крикс возраст 11 850—11 400. По-видимому, этот интерстадиал коррелируется с межстадиалом Аллерёд.
Оледенение Валдерс (п<? имени населенного пункта близ г. Манитовок, Висконсин) было последним крупным наступанием льда в Северной Америке, после которого произошло окончательное разделение Кордильерского и Лаврентийского щитов, и началась их быстрая деградация. Самым последним наступанием льдов, имеющим, однако, скорее, локальный характер, было так называемое наступание Кокран, или Кокбёрн-Кокран. Его краевые морены имеются в низменности Гудзонова залива, а также к западу и к северо-западу от него. Возраст этого наступания 8,3—8 тыс. лет.
Причиной наступания льда некоторые исследователи [152] считают стремление ледникового щита к новому профилю равновесия после резкого нарушения прежнего равновесного состояния. Дело в том, что примерно в это время Лаврентийский ледниковый щит испытал резкое и значительное сокращение вследствие разрушения его части, лежащей на дне Гудзонова залива и на шельфе Лабрадора. Это произошло в результате общего потепления и повышения уровня океана. О потеплении вод Восточной Арктики, начиная с 8 тыс. лет назад, говорит, например, анализ микрофауны.
С повышением уровня океана ледниковый покров Гудзонова залива поднялся со дна, раскололся на айсберги и вскоре был унесен из пролива. В Гудзонов залив, дно которого вследствие воздействия ледникового щита в течение десятков тысяч лет находилось ниже, чем в настоящее время, начала поступать морская вода, которая подняла лед со дна и сравнительно быстро затопила всю современную котловину Гудзонова залива и прилегающую к нему низменность, образовав обширное море Тиррелл. Процесс образования и выноса айсбергов привел к тому, что Лаврентийский щит разделился на две части. Одна часть сохранялась на п-ове Унгава, а другая — на возвышенности Киватин к северо-западу от Гудзонова залива.
Разделение щита и освобождение Гудзонова залива ото льда заняло немногим более 1000 лет и завершилось, по-видимому, за 7 тыс. лет до настоящего времени. В течение следующего
319
тысячелетия северо-западная часть щита прекратила свое существование. Восточная еще существовала 6 тыс. лет назад, но вскоре после этого также растаяла. Относительно финальной стадии североамериканского оледенения имеются и другие мнения, согласно которым наступание Кокран не отождествляется с разрушением щита в Гудзоновом заливе и его разделением на две части.
На рис. 9.19 показаны предположительные границы ледниковых щитов в Вюрмском оледенении во время максимального распространения льда и в последующие фазы деградации ледникового континентального покрова. Из рисунка видно, что деградация ледникового покрова происходила неравномерно как во времени, так и в пространстве. Нетрудно заметить, что таяние льда происходило с ускорением — сначала край ледника отступал медленно, а в конце периода дегляциации все быстрее. Видно также, что ледниковый покров исчез быстрее в Евразии, чем в Северной Америке.
Сравнивая описанную последовательность событий Вюрма в Евразии и Америке с кривой, изображенной на рис. 9.15, можно констатировать хорошее согласие между изменениями климата в различных частях северного полушария (небольшие расхождения в датировке этих событий связаны, несомненно, с трудностями построения временного масштаба при анализе колонки льда, с одной стороны, и большими допусками радиоуглеродного датирования, с другой).
Выше уже говорилось, что, по данным изотопного анализа ледяных кернов Антарктиды, наиболее значительные колебания климата в южном полушарии происходили квазисинхронно. К такому же выводу приводят, в общем, и исследования, в которых используются другие методы анализа [208].
•>
Д ;><! ? !
Глава 10.	s Голоцен	1
!
В проведении нижней границы голоцена, так же как и в случае границы между плиоценом и плейстоценом, не существует единого мнения. Многие исследователи считают, что границу голоцена следует проводить после окончания Позднего Дриаса, которое в Европе фиксируется началом отступания Скандинавского ледяного щита от морен Сальпаусселькя. Имеются и другие мнения. В частности, Дж. Мерсер [231] считает границей голоцена конец последнего глобального наступания ледников, которое, по его мнению, совпадает с Померанской стадией
320
Глава 10. Голоцен
в Западной Европе и приходится на 14,5—14 тыс. лет назад (после этого последовало прогрессирующее потепление, прерываемое время от времени относительно кратковременными наступаниями льда, одно из которых было и в Позднем Дриасе). Именно на это время приходится, согласно результатам бурения ледниковых щитов Гренландии и Антарктиды, начало глобального потепления. VIII конгресс Международной ассоциации по изучению четвертичного периода, состоявшийся в 1969 г. в Париже, принял решение считать нижней границей голоцена рубеж 10 тыс. лет назад.
.'Л
§10.1. Послеледниковое потепление
На рис. 10.1 показана увеличенная верхняя часть кривой рисунка 9.15, охватывающая последние 14 тыс. лет и характеризующая ход потепления климата параллельно с деградацией вюрмских ледниковых щитов Европы и Северной Америки. Из рисунка хорошо видны колебания температуры, которые происходили одновременно с наступаниями и отступаниями ледниковых щитов, изменениями уровня Мирового океана [151], высоты снеговой линии в горах, длины долинных ледников и т. д. Эти колебания хорошо согласуются и с палеоботаническими данными. Можно различить описанные в предыдущей главе ледниковые стадии и межстадиалы: Померанскую, или Вепсовскую стадию, Раунисский межстадиал, Ранний Дриас, Бёллинг, Средний Дриас, или Лангеланн (по названию одного из островов Дании), Аллерёд, Поздний Дриас (Сальпаусселькя). Совершенно аналогичные кривые получены для колонок льда из 2164-метровой скважины 1968 г. на ст. Бэрд и 950-метровой скважины 1976 г. на ст. Восток в Антарктиде.
На рис. 10.2 показаны изменения палеотемператур в Центральной Антарктиде за период около 50 тыс. лет по данным  изотопного анализа 250 образцов, вырезанных из керна льда высотой 950 м с советской ст. Восток [44]. Хорошо видно резкое потепление между 15 и 11 тыс. лет, которое соответствует дегляциации в северном полушарии. Величина этого потепления около 5° С (что эквивалентно изменению 6О!8 от —59 до —54%0). ’ В течение потепления заметны кратковременные повышения тем-‘ пературы, длившиеся примерно по 500 лет. По времени они близки к межстадиалам Бёллинг и Аллерёд. Заметно также похолодание, совпадающее по времени со стадией Сальпаусселькя в северном полушарии.
Еще в конце прошлого века норвежский ботаник Аксель Блитт [111] показал, что, изучая стратиграфию болот и состав ископаемой флоры в них, можно воссоздать историю развития
§ 10.1. Послеледниковое потепление
321
растительности и, следовательно, историю климата в послелед-никовье. На основании стратиграфии норвежских болот он разделил послеледниковый период на ряд интервалов с различным
0
5
10
тыс. лет
80”
-30
-35
-W
Рис. 10.1. Профиль изотопного отношения 6О18 в ледяной колонке Кемп Сенчури за последние 14 тыс. лет [123].
Римские цифры — пыльцевые зоны Фирбаса.
климатом. Позднее швед Рутгер Сернандер [273] изучал стратиграфию шведских болот и несколько видоизменил разделение послеледниковья. Оно получило широкую известность как схема
И
Заказ № 1742
Рис, 10.2. Профиль изотопного отношения 6О18 в ледяной колонке с советской антарктической ст. Восток [44].
Блитта — Сернандера. Согласно этой схеме, все поздне- и послеледниковое время разделялось на периоды (от раннего к позднему) прохладный и влажный субарктический, или пред-бореальной, сухой бореальной, теплый и влажный атлантиче
§ 10.1. Послеледниковое потепление
323
ский, сухой суббореальный и, наконец, влажный субатлантический. И. А. Блитт, и Р. Сернандер при анализе стратиграфии торфяных болот использовали макроскопические ископаемые останки растений.
Однако макроскопические органические останки встречаются редко вследствие их плохой сохраняемости. Поэтому для развития дальнейших исследований большое значение имело введение Л. Постом [259] методов статистической обработки данных пыльцевого анализа. После этого такие исследования были проделаны во многих частях Европы и Америки. Благодаря этим исследованиям схема Блитта — Сернандера со временем уточнялась и все более детализировалась. Интервалы времени, для которых характерны те или иные соотношения между количествами пыльцы различных видов растений, получили название пыльцевых зон. Так, Кнуд Иессен [189] подразделил поздне- и послеледниковье Дании на 9 пыльцевых зон. Франц Фирбас [153], исследуя историю лесной растительности в Центральной Европе, подразделил этот период на 10 пыльцевых зон. Границами зон в каждом случае считались моменты появления, максимального развития или исчезновения того или иного вида растений. Пыльцевые зоны по К. Йессену и Ф. Фир-басу, их характеристики и соотношение с фазами схемы Блитта— Сернандера показаны в табл. 10.1. Там же показаны этапы развития растительности в Литве и Эстонии по данным советских исследователей.
Климат и растительность Северо-Западной Европы в значительной мере связаны с существованием Балтийского моря, история которого охватывает позднеледниковье и голоцен. Основными факторами в развитии физико-географического облика Балтийского моря в этот период были отступание и таяние Скандинавского ледникового щита, поднятие освободившейся от ледовой нагрузки земной коры, которое происходило неравномерно как во времени, так и в пространстве, эвстатическое повышение уровня Мирового океана. Взаимодействие этих факторов создавало сложную и запутанную картину развития моря. Большие усилия ученых разного профиля — геологов, биологов, археологов, географов и др.— были направлены на то, чтобы распутать ее. Особенно большой вклад внесли в это советские ученые и ученые скандинавских стран. Можно считать, что в общих чертах история Балтики к настоящему времени известна довольно хорошо. Она представляется следующим образом.
Отправным пунктом следует, пожалуй, считать то время, когда отступающий край ледникового щита стал освобождать южный склон Балтийской котловины. Это произошло после завершения Северолитовской (Лужской) фазы 13 тыс. лет назад. 11*
324
Глава 10. Голоцен
Таблица 10.1. РАЗВИТИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ И КЛИМАТА
Время С14, тыс. лет назад	Периоды Блитта — Сериандера	Дания [189, 190]				ФРГ [153]			
0 1 2 3 4 5	Субатлантический	IX		Луга, пастбища, верещатники,	буковые леса > Переходный период		X IX VIII VII ~vr~		Поля, пастбища, леса из бука с елью и дубом прохладно и влажно, t июля 16° С Буковые леса еще тепло, но более влажно, 18° С (вырубки) Липа с вязом, ясенем, дубом	
	^Субборе альный	VIII		Леса из липы, ясеня, дуба (вырубки) Упадок вяза					
6	Атлантический	VII VI		Липа с вязом, дубом Максимальное развитие лесов Переходный период					
7 8 9								Липа, орешник с вязом и др. тепло, влажно, 18—19° С Орешник + вяз, лнпа и т. д. тепло, сухо, 17° С	
	Бореальный	V		Орешник, сосна		\			
10 11						IV	ь а	Сосна + береза (орешник, дуб, вяз) 12—14° С Безлесная территория редкие леса береза + сосна, 8—10° С	
	Субаркт. (предбо-реальный)	IV		Березовые леса	+ сосна можжевельник				
	:	Позднеледниковье	III		Парковая тундра		II	1 I		
12		II		Редкие березовые леса				Сосновые леса + береза, 12°С	
		I	с	Тундра		I	ь	Редкие березовые леса, холодно можжевельник Первичная растительность, полынь и др., 6—8° С	
13			ь	Березовая парковая тундра					
			а	Тундра			а		
				Полярная пустыня					
§ 10.1. Послеледниковое потепление
325
В ЕВРОПЕ В ТЕЧЕНИЕ ПОЗДНЕ- И ПОСЛЕЛЕДНИКОВЬЯ
	s	Литва [22, 26]	Эстония [66]	Стадии развития Балтийского моря	Этапы дегляциации
	Сосна, береза	Верхний максимум сосны	Современная Балтика Стадия Лимнеа 8%о	Окончательное таяние ледникового щита Распадение щита на 2 части Локализация щита на Скандинавском п-ове Поздний Дриас, ст. Сальпаус-селькя Аллерёд Средний Дриас ст. Невская Бёллинг Ранний Дриас ст. Лужская
		Верхний максимум ели		
	Вторичный максимум ели	Верхний максимум ольхи		
	Упадок ели	Нижний максимум ели		
	Упадок широколиственных лесов. Распространение ели	Максимум дуба		
			Литориновое море 8—15°/00	
	Максимум широколиственных лесов	Максимум широколиственных лесов		
	Расцвет ольхи. Появление ши-роколиств. лесов	Увеличение ольхи, орешник, вяз		
			Анциловое озеро о-з»/00	
	Максимум орешника сосна, береза (максимум сосны)	Начало распространения ольхи. Сосна, береза Максимум сосиы		
			Иольдиевое море	
	Максимум березы	Максимум березы		
	Тундра, лесотундра	Тундра, лесотундра	Балтийское ледниковое озеро	
	Сосна, береза Береза, сосна	Лес, редколесье Лесотундра		
	Лесотундра	Перигляц. раст.		
	Редколесье из березы, сосны	Сосна, береза		
	Лесотундра	Ж»	Приледниковые озера	
326
Глава 10. Голоцен
Рис. 10.3. Руководящие ископаемые моллюски бассейна Балтийского моря.
1 — Иольдиа (Портландиа) арктика; 2 — Анцилус флювиатилис; 3 — Литто-рина литтореа.
До этого в течение примерно 3000 лет у края ледникового щита существовала система приледниковых озер, одно из которых — Южнобалтийское — по мере отступания ледника станови-. лось наиболее значительным и вскоре заняло Арконскую, Борнхольмскую и Гданьскую впадины Балтийской котловины. Южнобалтийское приледниковое озеро имело перемежающуюся связь с океаном, и его уровень испытывал многократные колебания, причем по крайней мере один раз высота уровня была такой же, как и высота уровня в океане [22]. Однако Южнобалтийское озеро, по-видимому, не успевало осолоняться. Примерно 12,2 тыс. лет назад произошел глубокий спуск Южнобалтийского озера у г. Тюринге в Южной Швеции, в результате которого его уровень значительно понизился. По мере отступания ледникового щита воды занимали освобождавшуюся котловину, и озеро продвигалось все дальше на север.
11,8 тыс. лет назад Южнобалтийское приледниковое озеро соединилось с остатками оз. Рамсей, находившегося в бассейне рек Нарвы, Невы и Волхова [39]. Образовалось Балтийское ледниковое озеро. В течение тысячи лет в Аллерёде, несмотря на интенсивное таяние ледникового щита, уровень Балтийского ледникового озера оставался низким. Это можно объяснить постоянным стоком вод в Белое море через Финский залив, Ладогу и Онегу. Одни исследователи считают, что движение воды в широком мелком проливе было односторонним, другие полагают, что существовал также приток морских вод, и выделяют поэтому стадию 1-го Иольдиевого моря. Название это происходит от двустворчатого моллюска Иольдиа (Портландиа) арктика (рис. 10.3), который характерен для холодных и соленых вод и сейчас широко распространен в мелководных арктических морях. Постепенно, однако, в результате подъема земной коры на северо-востоке сток талых вод прекратился, и уровень
§ 10.1. Послеледниковое потепление
327
стал повышаться. Существует также мнение, что 1-го Иольдие-вого моря не существовало и стока из Балтийского ледникового озера в Белое море вообще не было [38].
После отступания края ледникового щита от морен Сальпа-усселькя в Финляндии, от Среднешведских морен и морен Ра в Южной Норвегии в районе горы Виллинген в Средней Швеции произошел спуск Балтийского ледникового озера, при котором уровень понизился на 26 м. Это произошло около 10 150 лет назад. Через широкий, но мелководный пролив Нерке морские воды стали проникать в Балтийскую котловину. Лет через 200 они достигли района Стокгольма, а еще через 200 лет — берегов Южной Финляндии. Началась стадия собственно Иоль-диевого моря предбореальной фазы, которая продолжалась около 900 лет.
В результате подъема земной коры среднешведский пролив Нерке около 9500 лет назад сильно обмелел, и водоем стал опресняться. Началась новая стадия развития Балтики — стадия Анцилового озера. В этом озере в изобилии водился моллюск Анцилус флювиатилис (см. рис. 10.3). Эта небольшая улитка теперь встречается в пресных и довольно теплых текучих водоемах. Сначала сток из озера все же происходил через несколько долин в средней Швеции, но дальнейшее поднятие примерно 8,9 тыс. лет назад его прекратило. Это усилило трансгрессию (особенно на юге из-за дифференцированного подъема земной коры), которая достигла максимума 8,5—8,4 тыс. лет назад (в Эстонии 8,4—8,3 тыс. лет назад). Воды Анцилового озера, повышаясь, нашли сток через Дарсский порог, Мекленбургскую бухту и пролив Б. Бельт в сторону Северного моря. Некоторая эрозия этого канала стока, а главное полное таяние Скандинавского щита (около 8,5 тыс. лет назад), и потому уменьшившийся сток талых вод, а также усиление испарения в условиях сухого позднебореального времени вызвали спад уровня. Этот спад на 12—13 м произошел в течение 200—300 лет и закончился около 8,3 тыс. лет назад. Анциловое озеро просуществовало большую часть бореального и начало атлантического климатического периода.
После полного исчезновения Скандинавского ледового щита поступление пресной воды в Балтийскую котловину резко сократилось. В то же время уровень океана продолжал повышаться, ибо продолжалось интенсивное таяние лаврентийского ледникового щита и, вероятно, антарктического льда. Поэтому около 8 тыс. лет назад, когда уровень океана превысил пороги стока и уровень вод в Анциловом озере, в Балтийскую котловину стали поступать соленые океанские воды. Они постепенно заняли юго-западную часть котловины, а затем проникли и в ее центральную часть, осолоняя водную массу Анцилового озера.
328
Глава 10. Голоцен
Уровень воды в Балтийской котловине снова стал повышаться. Наступила стадия Литоринового моря, получившая название по широко распространенному в то время моллюску Литторина литтореа (см. рис. 10.3). Эта сравнительно теплолюбивая и не выносящая распресненных вод береговая улитка в настоящее время встречается в Балтийском море только к западу от островов Борнхольм и Рюген. Поскольку Балтика была связана с океаном, уровень воды в ней повышался вплоть до максимума, достигнутого во время атлантического периода (климатического оптимума) около 4—6 тыс. лет назад и превысившего современную отметку на 3—4 м. Из-за сложностей тектонически-изо-статических процессов в р^де районов имеются данные о нескольких трансгрессиях в литориновое время.
Литориновое море, воды которого были солонее (8—15%а) и теплее, чем воды современной Балтики, существовало в течение всего атлантического и части суббореального периода. После того как литориновая трансгрессия достигла максимального уровня, началась регрессия моря, и оно стало принимать современные очертания. Эта регрессия происходила в основном в результате изостатического подъема земной коры в области Фенноскандии. За границу между литориновой и послелиториновой стадиями принимается время 4,5—4,3 тыс. лет назад. Превращение Литоринового моря в современное происходило постепенно, и основной причиной такого превращения был подъем дна в районе Датских проливов, в результате которого объем соленых, а потому более тяжелых и движущихся у дна вод, втекающих в Балтийскую котловину, заметно сократился. Это в свою очередь привело к некоторому опреснению вод.
Некоторые исследователи выделяют еще несколько более мелких стадий в развитии Балтийского моря. Таковы, например, море Эхенеис (9,3—8,8 тыс. лет назад) или море Мастог-лойя (7,6—7,2 тыс. лет назад), а также подстадии послелито-ринового времени — Лимнеа и Миа. Однако эти подразделения либо недостаточно обоснованы, либо не имеют столь большого значения, какое имеют упомянутые выше стадии. Основные описанные стадии развития Балтики показаны на рис. 10.4, а также в табл. 10.1 вместе с этапами дегляциации в Северной Европе.
Климатическая роль Балтийского моря для окружающих ее стран да и для всей Северо-Западной Европы очень велика. Достаточно взглянуть на карты летних и зимних изотерм, чтобы оценить его умеряющую роль. Так, например, в Хельсинки и зимой, и летом температуры воздуха почти такие же (отличаются на 2°С), как в Бергене, лежащем на берегу океана в 1100 км западнее. В то же время между температурами
§ 10.1, Послеледниковое потепление
329
в Бресте (Франция) и Страсбурге, лежащем на 900 км восточнее, разность составляет летом —3°С, а зимой----1-6°С. И ле-
том и зимой, а особенно осенью Балтийское море служит торной дорогой для несущих влагу циклонов. Только весной, когда северная часть моря еще покрыта льдом, циклоны здесь относительно редки.
В течение голоцена климатическая роль Балтийского водоема неоднократно менялась. Во время озерных стадий поверхностные воды значительно быстрее охлаждались зимой до температуры замерзания, тогда как летом они несколько быстрее нагревались. Иными словами, и Анциловое озеро, и особенно Балтийское ледниковое озеро не могли существенно нарушить континентальности местного климата. Отепляющая и умеряющая роль водоема, а также его роль как поставщика влаги возрастали, когда он получал связь с теплым Атлантическим океаном. В этом случае поверхностные воды замерзали гораздо позднее, поскольку они прежде должны были охладиться в толстом слое до более низких температур.
Особенно большой была роль теплого Литоринового моря, на берегах которого шумели теплые и влажные широколиственные леса.
Как видно из табл. 10.1, схема Блитта — Сернандера хорошо согласуется с данными, относящимися к странам Западной Европы. Однако при дальнейших исследованиях выяснилось, что коррелировать различные этапы развития растительности в удаленных районах, на различных континентах или между полушариями весьма сложно и вряд ли возможно. Конечно, характер растительности тесно связан с климатом данного места. Однако изменения характера растительности в некоторых случаях непосредственно следуют за изменениями климата, а в других случаях могут значительно отставать от последних. Кроме того, необходимо учитывать, что зональность климата земного шара сплошь и рядом нарушается.
Для примера в табл. 10.2 и 10.3 приведены последовательности этапов развития растительности и климатов, полученные по пыльцевым анализам в различных районах мира. Видно, что развитие растительности и изменения климата в различных частях земного шара в деталях отличаются довольно заметно, и схема Блитта — Сернандера не может считаться всеобщей. Тем не менее проведенные исследования выявили те особенности в схеме, которые являются общими для климата Земли в целом. Они показали наличие быстрого потепления на последних стадиях оледенения и после него — продолжительного теплого интервала и затем некоторого похолодания.
Длительный теплый интервал, о котором сказано выше, получил название климатического оптимума. Иногда его отождест-
Рис. 10.4. Стадии формирования Балтийского моря [38].
/ — поднятие в метрах, 2 — моря, 3 — озера, 4 — солоноватоводные бассейны. а— Балтийское ледниковое озеро около 11 тыс. лет назад. Цифры в кружках: /— морской залив Каттегат, 2 —долина на месте пролива Зунд, 3 — оз. Тида-Веттерн, имевшее сток на запад к югу от горы Виллинген, 4 — Ла-/ дожский залив Балтийского ледникового озера, 5 — древнее оз. Выртсьярв, 6 — древнее оз. Чудское.
'	б~ Иольдиевое море около 9,8 тыс. лет назад. Цифры в кружках: / — Се-
верное море, 2 — Среднешведский пролив, 3 — гора Виллинген, 4 — Борнхольмский залив, 5 — Гданьский залив, 6 — Сайменский залив, 7 — Ладожское озеро.
в— Анциловое озеро^около 8,4 тыс. лет назад. Цифры в кружках: / — Северное море, 2 — сток по долине р. Гёта-Эльв, 3 — оз. Веиерн, 4 — р. Свеа, 5 — Ладожский залив Анцилового озера, 6 — прорыв через Дарсский порог в долину на месте пролива Б. Бельт, приведший к снижению уровня Анцилового озера.
г — Литориновое море около 7,0 тыс. лет назад. Цифры в кружках: / — Северное море, 2 — Ладожское озеро.
332
Глава 10. Голоцен
Таблица 10.2. РАЗВИТИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ И КЛИМАТА В СЕВЕРНОЙ АМЕРИКЕ В ТЕЧЕНИЕ ПОЗДНЕ- И ПОСЛЕЛЕДНИКОВЬЯ
Возраст С11, ’ тыс. лет назад	Периоды Блитта— Сернаидера	Северная Аляска [179]	Тихоокеанский сектор Северной Америки [180]	Новая Англия, Северо-Восток США [135]	Этапы дегляциации
0	Субатлантический	Береза, ольха, осока, ель	Теплее % Прохладно, влажно	Увеличение • ели, сосны	Окончательное разрушение Лаврентийского щита Кокран II Отступание льда Кокран I Тимискаминг Валдерс Ту-Крикс А ; * Порт-Гуро®
1					
2				Дуб, хемлок	
3				Дуб, гикори	
	Суббореальный				
4			Тепло, но все же прохладней и суше		
5		Максимум ольхи		Дуб, хемлок	
			Прохладней Теплее, влажно		
6	Атлантический			Сосна, дуб	
7		Береза, вереск, ель Береза, осока			
			Суше Теплее, влажно		
8				Сосна, ель	
	Бореаль-1 ный				
9			Прохладно, влажно		
10				Возвращение ели	
	Субаркти-1 ческий				
11		Осока, травы, ива, береза	Холоднее Теплее		
				Сосна, ель	
	Позднеледни-ковье				
12					
				Береза, ель	
13					
			Холодно		
				Тундра	
§ 10.1. Послеледниковое потепление
333
Таблица 10.3. РАЗВИТИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ И КЛИМАТА В ЭКВАТОРИАЛЬНЫХ РАЙОНАХ И В ЮЖНОМ ПОЛУШАРИИ В ТЕЧЕНИЕ ПОЗДНЕ-
				И ПОСЛЕЛЕДНИКОВЬЯ				&
1 Время С14,	1	тыс. лет назад	Периоды Блитта — Сернандера	Экваториаль-ная Африка» Кения [180, 197]	Экваториальная Америка, Колумбия [180]	Новая Зеландия [180]	Юж. Чили» Льянкиуэ [180]	Антарктида [138]	
	-0 —1 -2	S к то 5 то S ю о о	Прохладней, еще суше	Холодно, влажно Ср. год. 14°С	Суше Холоднее, влажнее	Теплее, 14—16° С Прохладнее, влажнее, янв. 12—13°С		
		О £Г						
	_3 —4	^ббореаль-э!Й	Прохладней, суше Теплее	Прохладней Тепло, относительно сухо, 16°С	Суше	Прохладно, но все же теплее и суше, 14—15° С		
		U К				Прохладнее, влажнее, 13—14° С		А ТО
	—5 —6	»s S О)	Прохладней	Относительно холодно, влажно,			V V 1 1	о Л к сх о S 5# К S S <D S
	—7	S к то ч <3	Тепло, влажно	14—15° С Теплее, влажно,	Тепло, влажно	Теплее, суше, 15—16° С		
			Тепло, влажно	17—18° С				
	—8	Л		Относительно тепло, сухо, 14—17° С Относительно холодно, сухо, 10—14°С				ч о
		ч						
	-9	О) CX’S О 2 tQ S	Теплее, влажнее			Теплее, 13—15° С Прохладно, влажно, 11—13° С		S S ч: со о
		S	—				—<	с
	-10	Субарк' ческий	Умеренно, сухо, холоднее	Холодно, сухо, 9—10° С		Холоднее, влажнее, 10—11°С		
	-11	S S	Теплее, умеренно, влажно	Теплее, сухо, 14° С	Холодно	Теплее, суше, 14—15°С		
	-12 -13	Поздиеле; ковье	Холоднее, сухо Теплее	Холодно, влажно, 6—9° С		Холодно, влажно, 11—13°С		й
334
Глава 10. Голоцен
вляют с атлантическим периодом схемы Блитта — Сернандера, в других случаях под ним понимается интервал, состоящий из бореального, атлантического и суббореального периодов. О наличии климатического оптимума имеется весьма большое количество данных. Многие из них приводятся в работах по четвертичному периоду, например, в книгах Л. С. Берга [9], К. К. Маркова с соавторами [49—51], Ч. Брукса [117], Дж. Чарлзуорта [119] и др. Чтобы представить себе общую картину климатического оптимума, приведем некоторые из них.
Температура воды в Арктике была на несколько градусов выше, чем сейчас. Об этом свидетельствует распространение некоторых моллюсков, в во/ах, где они в настоящее время не встречаются, поскольку эти воды для них слишком холодны. Так, обыкновенная съедобная мидия Митилус эдулис и родственные ей моллюски обитали у берегов Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли, у северных берегов Сибири, тогда как сейчас область их обитания на севере ограничивается берегами Исландии, Кольского полуострова, юго-западной части Карского моря, южной Гренландии. Во время климатического оптимума они распространялись севернее вдоль берегов восточной Гренландии на 7,5° широты.
Ледники Шпицбергена в течение оптимума значительно сократились и сохранялись только на Северо-Восточной Земле. Растительность на Шпицбергене позволяет предполагать, что Арктический океан в значительной мере был свободен ото льдов. О том же говорят растительность на берегах Сибири и находки стволов деревьев, произраставших там, на берегах Гренландии и о. Элсмир. По мнению Г. Флона [155], морские льды вряд ли занимали площадь больше (4-?5) • 10е км2 по сравнению с 12- 10е км2 в марте и 7 - 10е км2 в сентябре в настоящее время. По-видимому, пакового льда в этот период в Арктическом бассейне не было — образовавшийся за зиму лед в течение летнего сезона растаивал. То обстоятельство, что изменения растительности вдоль северных берегов Евразии значительно сглаживались в направлении на восток, позволяет считать, что лед концентрировался в основном в Азиатско-Американском секторе.
Половину Исландии во время климатического оптимума занимали березовые леса, тогда как теперь они занимают всего 1 % территории и приурочены только к местам, которые служат для них своеобразными убежищами от холодного дыхания Арктики. На Шетландских и Фарерских островах во время оптимума росли деревья. В Европе растительность была богаче и содержала гораздо больше, чем сейчас, теплолюбивых видов (см. табл. 10.1). В Норвегии деревья вышли на северное побережье и росли на о. Ингё почти на широте мыса Нордкап.
§ 10.1. Послеледниковое потепление
335
В Швеции орешник распространился на север до 64° с. ш., тогда как сегодня он нигде не пересекает 60-ю параллель. В Дании росли такие теплолюбивые растения, как омела, плющ и каменный дуб. На севере ГДР, ФРГ и Польши произрастали влажные широколиственные леса, в сосново-березовых лесах Прибалтики имелась значительная примесь липы, дуба, вяза. В Англии более широко была распространена липа. Соответствующие изменения растительности произошли и в Южной Европе — в Испании, Италии, Македонии [112]. Во всей Европе растительные зоны передвинулись на север. Зона умеренных лесов продвинулась на север примерно на 5° широты, а средиземноморская растительность перешагнула через Альпы и продвинулась к северу на 2—3° широты. Вместе с тем верхняя граница распространения деревьев и растительности заметно переместилась вверх. Так, в Скандинавии лес произрастал на 350—400 м выше, чем в настоящее время, в Тирольских Альпах деревья росли на 300—400 м, а иногда на 600 м выше. Здесь же болотная растительность встречалась ранее на высоте 2200—2400 м, тогда как сейчас болот выше 1000 м практически не встречается. Также на 300—400 м выше поднялись леса и в других горных районах — Пиренеях, Севеннах, Карпатах и т. п.
Во время климатического оптимума в Европе повысилась также верхняя граница снега, а площадь ледников значительно сократилась, и некоторые ледники перестали существовать. Уже говорилось, что на Шпицбергене ледники в значительной мере растаяли и остались только на Северо-Восточной Земле. В Норвегии только самые высокие вершины достигали границы снегов, а в Исландии огромный ледник Ватнаёкуль, который занимает в настоящее время площадь около 8500 км2, сократился до нескольких ледяных шапок. Большинство ледников Альп исчезло, а оставшиеся занимали лишь незначительную часть по сравнению с современными. Так, ледник Гросс Глокнер в Австрии занимал четверть той площади, которую он занимает сегодня.
По оценкам, сделанным на основании имеющихся данных, климат в Европе был в среднем за год теплее на 2° С и более. Есть основания считать, что зима во время климатического оптимума не была существенно теплее. Об этом говорит, например, тот факт, что такие вечнозеленые растения, как тисс, падуб, омела, для которых более важны зимние температуры, чем летние, или совсем не продвинулись иа север, или продвинулись очень слабо. Об этом же говорят и археологические находки в районах к востоку от Балтийского моря, свидетельствующие о снежных и довольно холодных зимах (здесь находят ледовые крюки, сани и аналогичную зимнюю утварь). Зато лето было значительно теплее, чем в настоящее время. В Швеции
336
Глава 10. Голоцен
и Дании температура повысилась на 2—3°С, в Финляндии — на 4° С, а на юге Европы — также на 2—3° С.
На территории СССР также произошли изменения растительности, свидетельствующие о значительном потеплении климата [1]. Особенно значительным оно было на Европейской территории СССР. Здесь все лесные зоны передвинулись к северу на 300—400 км, и темнохвойные леса вышли на берега Баренцева моря. В Западной Сибири изменения были менее значительными. Однако и здесь арктическую тундру на берегах Карского моря сменила лесотундра. Деревья проникли на 250 км к северу, и в торфяниках, которые находятся теперь в безлесной тундре, обнаруживаются останки ели, сосны, лиственницы, березы и ольхи, произраставших здесь во время климатического оптимума. Оценки показывают, что температура летом должна была быть на 4° С выше современной. В Восточной Сибири и на Дальнем Востоке растительность во время оптимума мало чем отличалась от современной. Все же горные тундры здесь заметно сокращались и уступали место кустарниковым тундрам и лиственничным лесам. Вслед за перемещением растительных зон к северу двигались и многие виды животных. Об этом свидетельствуют находки останков животных в таких местах, где они в настоящее время не обитают. Так, например, Л. С. Берг [10] сообщает о находке на Новосибирских островах черепа тигра. Теперь тигры сохранились только в уссурийской тайге, но еще в начале XX столетия, как свидетельствует Л. С. Берг, они иногда доходили до Якутска.
Если температура во время оптимума повышалась в средних широтах повсюду, то влажность изменялась неодинаково. На севере и в особенности на северо-западе Европейской территории СССР она значительно увеличивалась, тогда как на юге СССР южнее 50—55° с. ш. была заметно меньше, что способствовало продвижению на север зоны степей, полупустынь и пустынь [15]. В то же время в Средней Азии во время климатического оптимума было более влажно, чем сейчас. Недавние раскопки в пустыне к югу от Теджена вблизи северных предго-гий Копетдага (Южная Туркмения) обнаружили древний город, процветавший до 4 тыс. лет назад, жители которого занимались поливным земледелием [53]. Анализ показал, что 8— 4 тыс. лет назад здесь была широко распространена растительность тугайного типа, в состав которой входили тополь, клен, вяз (карагач) и ясень. Это свидетельствует о более интенсивном увлажнении, чем сейчас. Из анализа видно, что с течением времени вяз, вначале господствовавший среди деревьев, уступил место тополю. Найденные при раскопках кости животных позволяют сделать вывод, что здесь наряду с горными животными прилегающего Копетдага водилось много ти
§ 10.1. Послеледниковое потепление
337
пично степных и полупустынных животных, как кулан, джейран, сайга. Потепление было и в других районах Азии. Есть данные, свидетельствующие о том, что на высоких равнинах Тибета господствовали роскошные степи, в Китае северная граница возделывания риса продвикалась на 5° широты к северу, у берегов Японии обитало гораздо больше теплолюбивых видов моллюсков.
В Северной Америке к этому времени только-только исчезли ледниковые щиты, оставались льды на островах Баффинова Земля и Элсмир, но и они значительно сократились в своих размерах. Ледниковый щит Гренландии также сократился: выводные ледники отступили от берега и перестали сбрасывать в океан массивные айсберги. Вместе с исчезновением огромных масс материкового льда перестал существовать мощный сток атмосферного тепла, которое уже не затрачивалось на таяние льда. Освободившиеся от тяжести ледниковых щитов острова Канадского архипелага и низколежащие части материка еще не успели подняться и были покрыты тонким слоем воды. Лесная растительность в Канаде продвинулась на север, хотя и не так сильно, как в Восточной Европе и Западной Сибири. На северо-востоке Лабрадора и в долине р. Маккензи на западе Канады ископаемые останки ели и лиственницы обнаруживаются на НО км севернее, чем районы, где эти виды произрастают в настоящее/время.
На северо-востоке США на климатический оптимум приходится пик распространения дуба, ареал которого после оптимума несколько сократился. В штате Мэн, например, вместо современных лесов из бука и ели шумели смешанные дубовые леса. В штате Массачусетс обнаруживаются исключительно мощные экземпляры дуба и белого кедра того времени. На среднем западе (например, штат Миннесота) к этому времени также относится пик дуба, который вскоре сменился преобладанием растительности прерий. Такая смена свидетельствовала о происшедшем изменении климата в сторону большей сухости [172]. Об этом же свидетельствует и полное высыхание в этот период некогда обширных плювиальных озер Лахонтан, Бонне-виль и других в Большом Бассейне США. В этот же период полностью растаяли небольшие ледники Сьерры-Невады, Каскадного хребта, гор Британской Колумбии. Озера, питавшиеся ими, высохли. По расчетам Брукса, осадки в этом районе не превышали и половины суммы осадков настоящего времени, Потепление, хотя и не столь сильное, как в северном полушарии, отмечается многочисленными индикаторами и в южном полушарии. Следы потепления имеются даже в Антарктиде. Например, на некоторых участках побережья, достаточно высоко над уровнем моря, имеются следы водной эрозии потоками
338
Глава 10. Голоцен
талой воды. Г. Флон оценивает повышение средних годовых температур во время оптимума в Антарктиде в 2—3°С. В водах южной Патагонии, Огненной Земли, Земли Грейама и других । районов Антарктиды, Южной Африки и Австралии обитали более теплолюбивые виды моллюсков, а моллюски современных . видов строили раковины заметно больших размеров. Изучение пыльцевых диаграмм для Огненной Земли [103] показало, что резкое изменение растительности с увеличением доли древес-• ных видов произошло 12—13 тыс. лет назад. В дальнейшем : с потеплением их доля, наоборот, убывала, и соотношение за-: метно изменилось в пользу степи в конце периода климатического оптимума. ,
Такое изменение связано с перемещением широтных климатических поясов на юг. Во время оледенения развитие дре- весной растительности сдерживалось влиянием значительно бо-i лее развитого местного оледенения и более мощного и холодного Антарктического ледового щита. После начала всеобщей : дегляциации здесь широко распространились леса. Дальнейшее ! потепление, связанное с приближением субтропической зоны, привело к более сухим условиях и, следовательно, к угнетению леса и развитию степей [48]. Такого же характера изменения отмечаются и в Австралии. Когда во время климатического оп-. тимума на южную часть Австралии надвинулся субтропический пояс, многие озера высохли, а некоторые виды животных переселились в горные районы и вымерли.
В тропических и экваториальных областях также имеются указания на существование климатического оптимума, харак-i терными особенностями которого в этих зонах были повышен-; ная влажность и температура. Так, анализ верхней части ; 32-метровой колонки отложений из озера, расположенного на высоте 2560 м недалеко от Боготы (Колумбия), показал, что за • время между максимумом оледенения и пиком оптимума эко-1 логические зоны поднялись вверх на 1300 м, а после климати-' ческого оптимума вновь опустились на 300—400 м.
j Существование климатического оптимума доказывают и па-1 лионологические данные из Кении, Замбии и других стран эк-• ваториальной Африки. В центральной Сахаре обнаруживаются признаки обитания гиппопотамов и крокодилов, там же в голоценовых отложениях встречаются пресноводные моллюски. Проведенное недавно исследование палеоуровней африканских озер  с широким применением радиоуглеродного анализа показало, что во всей Африке от северного тропика до южного в течение голоцена уровни были значительно выше, а сухие впадины и русла были заполнены водой. Радиоуглеродные датировки найденных на берегах озер или озерных бассейнов органических останков свидетельствуют [279] об особенно высоком стоянии
§ 10.1. Послеледниковое потепление
339
уровней африканских озер в течение тысячелетия 9—8 тыс. лет назад, которое было наиболее влажным за весь период от максимального оледенения Вюрма до настоящего времени. Оценки осадков по этим данным дали для Восточной Африки 165% от современного уровня, а для Судана и Мавритании 200—400% и более.
Теплый и влажный климат был также и в ныне засушливых районах Азии. Так, в пустыне Тар, в пограничных районах Индии и Пакистана, количество осадков в этот период выросло до 600—800 мм в год, т. е. в 3—4 раза, и здесь водились слоны, газели и рогатый скот. Жители деревни Мохенджо-Даро, расположенной на западном берегу Инда в засушливом районе, около 5 тыс. лет назад сооружали специальные подземные магистрали для отвода ливневых вод, а позднее селение было ими покинуто из-за мощных разливов Инда.
Общее потепление и распространение климатических поясов в сторону полюсов было, естественно, связано с изменениями в атмосферной циркуляции. Экваториальная зона пониженного атмосферного давления заметно расширилась, причем особенно далеко отодвинулась ее северная граница. Пассатные ветры также отодвинулись дальше к полюсам, о чем убедительно говорит, например, анализ колонок грунта, взятого недалеко от берегов тропической и экваториальной Африки. Траектории тропических циклонов лежали дальше от экватора, возможно, что тайфуны в связи с этим образовывались чаще. Смещение субтропической зоны повышенного давления и зоны западных ветров происходило в южном полушарии довольно равномерно, и значительных отклонений от зональности в их расположении не было. В смещении аналогичных поясов северного полушария такие отклонения имели место. Они были обусловлены как контрастами, связанными с распределением суши и моря, так и с неравномерным в пространстве разрушением ледникового покрова. Последнее, в частности, объясняет изменения климата в Европе на протяжении климатического оптимума [204].
Из-за существования обширного Лаврентийского щита в течение бореального периода азорский антициклон смещался не только на север, но и в значительной мере на восток. На Европу надвигался обширный отрог этого антициклона, что и явилось причиной сухости климата. В течение атлантического периода, когда Лаврентийский щит окончательно растаял и территория, находившаяся ниже уровня океана, еще не поднялась и не обсохла, субтропический антициклон несколько сместился к западу и занял срединно-океанское положение. Циклоны на его северной окраине двигались по траекториям, более близким к параллелям, и приносили в Европу значительно больше влаги. Продолжавшееся потепление привело к уменьшению
340
Глава 10. Голоцен
термических контрастов между полярными районами и экваториальным поясом. Следствием этого стало общее ослабление зональной циркуляции, вслед за которым последовала перестройка системы центров действия атмосферы, размеры и количество которых тесно связаны с длиной волн в западном потоке воздуха, опоясывающем земной шар в умеренных широтах. Длина этих волн тем меньше, чем слабее западный поток. В результате перестройки циклоны несколько изменили свои траектории, и климат в Европе снова стал суше.
Рис. 10.5. Климатические кривые за последние 5 тыс. лет.
а — средняя (за каждые 100 лет) ширина колец одного из видов сосны (в мм) на верхней границе леса в горах Уайт-Мауитинс, Калифорния [203]. Положительные отклонения роста показывают, что температура теплого сезона (апрель—октябрь) выше многолетнего среднего. Весь диапазон температур составляет 4° F (или 2,2°С); б —наступания и отступания аляскинских ледников в голоцене [139].
Климатический оптимум завершился некоторым похолоданием, которое привело к современному климату. В Арктическом бассейне стало больше морского льда. Появился паковый лед. На рис. 10.5 показаны так называемые климатические кривые для западной части Северо-Американского материка за последние 5 тыс. лет. Верхняя кривая представляет собой изменения ежегодного прироста древесины одного из видов сосны, произрастающего в горах Уайт-Маунтинс в Калифорнии. Образцы деревьев брались вблизи верхней границы леса в этих горах, и потому кривая отражает главным образом изменения температуры. На нижнем графике качественно показаны время и масштабы наступаний и отступаний ледников на Аляске. В этот период ледники ожили не только на Аляске, но и в других районах северного полушария. На Шпицбергене они надвинулись на берега (которые уже успели подняться) и уничтожили деревья, росшие на этих берегах. В Исландии потоки
§ 10.1. Послеледниковое потепление
341
льда надвинулись на успевшие развиться леса, торфяники и заболоченные мес та. Выводные ледники Гренландии йновь придвинулись в ряд е мест к урезу воды, образуя айсберги. В Альпах образовались долинные ледники, а немногие, выдержавшие потепление климатического оптимума, значительно расширились.
Прекрасную возможность проанализировать колебания климата в Центральной Европе дало соседство ледника и торфяного болота в ППтубайских Альпах в Тироле [229]. Во время похолоданий наступаний ледник Фернау достигал болота Бунте-Моор (в настоящее время край ледника лежит в 800 м
/п . , . . , ,п,пп. пт.п.
Л	п
7000 лет назсгд	5000	4000	3000	2000	1000	0	1
5000 г. до н.З. 3000	2000	1000	0	1000	2000
Рис. 10.6. Наступай ля и отступания ледников за последние 7 тыс. лет в Шту-байских .Альпах, Тироль (а) [229] и в Патагонских Кордильерах, Южная Америка (б) [230].
от торфяника), и поэтому разрезы обнаруживают чередование торфяных прослоев и слоев моренных песков. Датировка этих слоев произвол илась с привлечением среди других методов пыльцевого и р адиоуглеродного анализа. Результаты схематически показаны на рис. 10.6. Из него видно, что довольно частые наступания ледника начались примерно с 3,5 тыс. лет назад. До этого на протяжении минимум 3 тыс. лет торфяник функционировал непрерывно, что отражает благоприятные условия климатического оптимума. Максимальное продвижение ледников за всю послеледниковую эпоху отмечалось между 1400 и 1300 гг. до н. -э. Это довольно хорошо согласуется с возрастом наступания аляскинских ледников.
Исследования, проведенные в южной части Южной Америки, показали, что п осле климатического оптимума, который приходится на период 8,5—5,5 тыс. лет назад, возобновились образование и наступания местных ледников в Кордильерах. Эти наступания достигли максимума 4,6—4,2 тыс. лет назад, 2,7— 2,2 тыс. лет назад и в течение последних трех веков [230]. Как видно (см. рис. 10.6), их время наступания довольно близко ко времени наступания аляскинских ледников.
На рис. 10.7 показана гистограмма радиоуглеродных датировок высоких или средних уровней озер Африки. Из нее видно,
342
Глава 10. Голоцен
что в течение последних 8—10 тыс. лет в Африке происходило постоянное уменьшение влажности, причем в течение последних 5 тыс. лет оно продолжалось более медленными темпами и с некоторыми колебаниями.
Таким образом, на фоне неуклонного похолодания климата происходили более кратковременные колебания с периодами порядка сотен лет. Из приводившихся рисунков мы уже убедились в их наличии. О них говорят исследования сравнительно молодых торфяников. В этих торфяниках в разрезах обнару-
Рис. 10.7. Гистограмма 238 радиоуглеродных датировок из междутропической Африки, свидетельствующих о высоких или средних уровнях озер.
живаются резкие тонкие прослойки более светлого, так называемого «белого» торфа. Эти прослойки являются окислившейся верхней частью слоя торфа во время низкого стояния уровня в болотах и свидетельствуют о сухом климате и замедлении или прекращении нарастания торфа. Над этими прослойками располагаются более толстые слои обычного темного торфа, которые свидетельствуют о более влажном климате и возобновлении образования торфа. Такое представление о происхождении поверхностей повторного или обратного развития подтверждается и пыльцевым анализом в слоях торфа, расположенных выше и ниже их. Исследования, проведенные во многих районах мира, показали, что эти поверхности часто образовывались одновременно и отражали крупные и широко распространенные сдвиги в климате. Продолжительность таких колебаний составляет несколько сотен лет. Исследования европейских торфяников позволили выделить семь главных горизонтов возобновления роста торфяников и, следовательно, более влажных и прохладных условий за последние 4 тыс. лет. Начала периодов, полученные с помощью радиоуглеродного датирова
§ 10.2. Эпоха викингов	343
ния, приходятся на 80, 680, 1220, 2000, 2600, 3100 и 3680 лет назад.
Колебания такого масштаба происходили неоднократно и стали особенно очевидными в течение исторического периода, когда они значительно лучше документировались. Хотя период инструментальных наблюдений за погодой и климатом начался только в XVII в., начало исторического периода оставило множество самых различных письменных источников, которые стали особенно широко и методично использоваться в последние годы.
Лучше других изучены колебания климата, происходившие в раннем средневековье и в XVI—XIX вв. Первое из них получило название «малого климатического оптимума», второе — «малого ледникового периода». Эти названия, безусловно, не отражают действительности, ибо на протяжении времени от пика оптимума до наших дней такие потепления и похолодания происходили неоднократно. Тем не менее после конференции в Аспене, Колорадо, США, в 1962 г. эти наименования окончательно закрепились, и мы здесь не будем от них отступать.
§ 10.2. Эпоха викингов	’*
Конец первого и начало второго тысячелетия нашей эры вошли в историю Европы как эпоха викингов. В течение этого периода выходцы из Скандинавии — норвежцы, шведы, датчане — совершали дальние походы, грабя и захватывая чужие страны, открывая и осваивая новые земли. Столь широкая экспансия викингов конечно, имела глубокие социально-политические и экономические корни. Однако теперь нет сомнения в том, что широким масштабам экспансии викингов на север (рис. 10.8) способствовало значительное потепление в Западной Европе и Северной Атлантике в этот период.
Основными источниками сведений о дальних плаваниях викингов являются древнескандинавские сказания, или саги, передававшиеся из уст в уста многочисленными сказителями (скальдами) и затем записанные исландскими монахами. Несомненно, в них имеется некоторый элемент субъективности, но они в то же время содержат массу деталей, многие из которых, как показывает кропотливый анализ, вполне достоверны [163, 191]. Мало того, многие сведения подтверждаются теперь археологическими и другими данными [185, 247].
Плавания викингов были не первыми плаваниями на север, оставившими после себя письменные свидетельства. Так,
1 Слово «викинг» происходит от vik — залив. Так, в частности, называли в те времена акваторию современных Скагеррака и Каттегата.
Рис. 10.8. Плавания норманнов в Северо-Атлантическом секторе в раннем средневековье (по различным источникам).
Показаны современные границы плавучих льдов в период максимального (весной) (1) и минимального (осенью) (2) распространения.
Глава 10. Голоцёй
§ 10.2. Эпоха викингов
345
приблизительно в 325 г. до н. э. грек Пифей из Массилии (теперь Марсель) совершил плавание в северную часть Атлантического океана. Он проследовал мимо Британских островов, тогда хорошо известных цивилизованному миру, и достиг страны, которую он называл Туле. Согласно его описаниям, в этой стране летом ночь продолжается всего 2—3 часа, а недалеко от нее, всего около дня пути, находится замерзшее море. Из этих описаний следует, что он достиг широты 64,5—65°, а земля Туле является либо Норвегией, либо Исландией.
Около 700 г. ирландские монахи-анахореты открыли Фарерские острова и поселились там. Впервые об этих островах упоминает монах Дикуил, входивший в кружок известного просветителя Алкуина, в книге «О величине Земного круга» (825 г.). В этой книге говорится, что на островах «около ста лет назад поселились отшельники из нашей родины Скотин1. Эти острова были необитаемыми, но теперь там нет отшельников из-за норманнских разбойников»1 2. Далее Дикуил сообщает о плавании ирландских монахов в зимний сезон к какому-то северному гористому острову. Летом монахи наблюдали на этом острове белые ночи. На расстоянии одного дня пути к северу от острова они встретили замерзшее море. Дикуил пишет, что об этом плавании ему было рассказано не позднее 795 г. [47]. Таким образом, еще в середине VIII в. Исландия, находящаяся в 500 км к северо-западу от Фарерских островов, была открыта ирландскими монахами. Они обосновались на юго-восточном берегу Исландии и жили там вплоть до колонизации острова норманнами.
Около 800 г. норвежский викинг Грим Камбан совершил набег на Фарерские острова и захватил их. Многочисленные стада овец на зеленых склонах этих гористых островов и дали повод норманнам назвать их Фарерскими, что в переводе с норвежского означает Овечьи острова. Эти острова послужили трамплином для вторичного открытия Исландии. Норвежские викинги, захватившие острова, вероятно, знали о плаваниях ирландских монахов на север. Однако сага утверждает, что открытие было случайным.
Около 860 г. викинг Надд-Од со спутниками, совершая плавание между Фарерскими островами и Норвегией, был отнесен бурей к северо-западу и наткнулся на большую землю. Осенью Надд-Од и его спутники вернулись на Фарерские острова. Большое количество снега, покрывшее землю ко времени их отплытия, побудило назвать обнаруженный ими остров снежной
1 Имеется в виду Ирландия.
2 Норманнские викинги начали тревожить жителей побережий Западной Европы с 793 г., когда они совершили набег на островной монастырь Линдисфарн у берегов Нортумберленда (Англия).
346
Глава 10. Голоцен
страной. Некоторое время спустя швед Гардар Сваварсон (согласно одной из саг, спутник Надд-Ода) совершил плавание к Исландии, обошел ее вокруг и, убедившись, что это остров, назвал ее Гардарсхольм. Вслед за Гардаром Сваварсоном, уже с намерением переселиться на новую землю, туда направился норвежец Флоки Вильгердарсон. Он перевез с собой весь домашний скарб и скот. Однако зима выдалась довольно суровая, скот не мог добыть себе корм из-под глубокого снега и погиб. Фьорды были забиты плотным льдом. Флоки вернулся в Норвегию и под впечатлением виденного и пережитого назвал новую землю Исландией («Страной, льда»), Флоки и его спутники, несмотря на неудачу, подтвердили прежние рассказы о богатых рыбных угодьях и зеленых пастбищах на этом острове.
В 871 г. на этот остров отправился изгнанный из Норвегии за совершенное убийство Ингольф Арнарсон со своим побратимом Лейфом. Через три года они отплыли туда уже во главе первой партии переселенцев с женами, детьми, домашним скарбом и рабами-ирландцами. Еще через три года Ингольф обследовал южное побережье Исландии, нашел прекрасную незамерзающую бухту и в 877 г. основал Рейкьявик («Дымящаяся бухта»). После этого поток переселенцев из Норвегии значительно увеличился, и к 930 г. в Исландии насчитывалось уже около 25 тыс. жителей.
Во время интенсивных плаваний при заселении Исландии один из викингов Гунбьерн Ульфсон в 875 г. сбился с курса и наткнулся на низкие острова, которые стали известны его современникам как шхеры Гунбьерна. За островами возвышалась высокая, покрытая льдом страна. Это была Гренландия. Шхеры Гунбьерна, по-видимому, находятся в районе нынешнего Анг-магсалика.
Подлинное открытие Гренландии и ее колонизация связаны с именем Эрика Рыжего. После неудачной попытки обосноваться в Исландии он решил бежать на запад, на землю, о которой в западной Исландии ходили легенды. Основанием для этих легенд было плавание Гунбьерна. Не исключено, что почвой для легенд могло быть также явление арктического миража, вероятность которого в тот теплый период должна была быть более высокой [267]. Эрик плыл от п-ова Снефельснесс на запад, достиг земли в районе Ангмагсалика, но не мог там высадиться из-за льдов. Он спустился вдоль берега на юг и на одном из островов в районе нынешнего Юлианехоба остановился на зимовку. В течение трех лет, которые он был вынужден провести в изгнании, Эрик Рыжий, живя морской охотой и рыбной ловлей, методично и детально исследовал побережье Гренландии, каждый раз возвращаясь зимовать на облюбованный им островок. В первое лето изгнания он исследовал фьорды западного
§ 10.2. Эпоха викингов
347
берега до района нынешнего Готхоба. Летом следующего года он отправился на север вдоль восточного берега.
Вернувшись после изгнания в Исландию, Эрик стал агитировать за переселение на новую землю, которую он называл Гренландией («Зеленой страной»), В 985 или 986 г. из Исландии отплыло 25 кораблей с 600—700 мужчинами, женщинами, детьми, со скотом, лошадьми, скарбом. Несколько судов затонуло, другие повернули обратно, и берегов Гренландии достигло 14 судов. Часть поселенцев обосновалась на берегах фьордов в районе, где зимовал Эрик Рыжий. Их хозяйства образовали здесь так называемое Восточное поселение — Эстербюгд. Меньшая часть поселенцев проследовала на север в район нынешнего Готхоба, где возникло Западное поселение — Вестербюгд.
Этим экспансия норманнов не закончилась. В том же самом году, когда происходило переселение в Гренландию, сын одного из спутников Эрика Рыжего Бьярни Херьюлфсон, прибыв в Исландию из Норвегии и узнав об отъезде отца, отправился вдогонку. В тумане он сбился с курса, и когда туман рассеялся, увидел перед собой холмистый берег, покрытый лесом. Понимая, что это не Гренландия (по рассказам он знал, что Гренландия— горная страна, покрытая льдом), он направился на север и дней через 10 прибыл в Эстербюгд. Соотечественники укоряли Бьярни за то, что он не высадился на увиденной им земле. Позднее в 1002 г. корабль для плавания к новой земле снарядил Лейф, сын Эрика Рыжего. После долгого плавания он увидел землю, которую назвал Хеллюланд («Страна плоских камней»). Он не стал высаживаться на эту землю, а поплыл далее. Сага рассказывает, что через несколько дней ему встретилась страна, поросшая лесом, которую он назвал Маркланд («Лесная страна»). Еще через два дня плавания Лейф достиг земли, которую назвал Винланд. В саге утверждается, что один из спутников Лейфа, немец из Южной Германии, обнаружил здесь дикий виноград. Позднее некоторые исследователи сочли это утверждение сомнительным и решили, что название Винланд происходит от древнеисландского vin — луг. Остановившись на зимовку, Лейф и его спутники построили дом. Место зимовки стало известным в норманнском мире под названием Лейфсбудир. Весной следующего года Лейф вернулся в Гренландию.
После плавания Лейфа, получившего прозвище Счастливого, в далекий Винланд отправились его братья Торвальд (1004—1007 гг.) и Торстейн (1008 г.), его сестра Фрейдис, наконец, уже на трех судах исландский купец и мореплаватель Торфинн Карлсефни (1020—1023 гг.). По-видимому, в течение какого-то времени норманны имели в Америке постоянные поселения. Во всяком случае, между Гренландией и Америкой
348
Глава 10, Голоцен
плавания совершались относительно регулярно. В сагах сообщается даже, что в 1121 г. в Винланд отплыл гренландский епископ Эрик Гнупсон. Согласно сагам, последний корабль прибыл из Маркланда в Исландию в 1347 г.
Большинство исследователей сходится на том, что Хеллю-ланд Лейфа Счастливого не что иное, как о. Баффинова Земля, Маркланд — п-ов Лабрадор, а Винланд — о. Ньюфаундленд. Некоторые довольно убедительно доказывают, что норманны (в частности, Карлсефни) доходили до пролива Лонг-Айленд и до места, где сейчас расположен Нью-Йорк.
До последнего времени многие события, описанные в исландских сагах, оспаривались или подвергались сомнению рядом ученых. Недавно Хельге Ингстад, производя раскопки на северной оконечности Ньюфаундленда в местечке Л’Анс-о-Медоуз, обнаружил остатки древнего норвежского поселения. Самый большой дом имел большой зал и пять других помещений. Его планировка удивительно напоминает планировку одного из домов в Восточном поселении в Гренландии, развалины которого хорошо сохранились и который считают домом Эрика Рыжего. Кроме развалин нескольких домов Ингстад нашел кузницу. В ней были обнаружены шлак, гвозди, кусок меди и некоторые Другие предметы. При раскопках были найдены также некоторые детали средневековых ткацких приспособлений, норвежское происхождение которых не вызывает сомнений. Было получено 12 радиоуглеродных датировок, которые с разбросом в 70 лет группируются вокруг 1000 г.
В 1930 г. на церковном кладбище в древнем Западном поселении в Гренландии был найден наконечник индейской стрелы ? из лабрадорского кварцита. Точно такого же типа наконечник был найден в 1956 г. в древнем индейском поселении в районе залива Гамильтон (Лабрадор), где, как считают анализировавшие саги ученые, во время стычки был убит индейцами Торвальд, сын Эрика Рыжего. В 1965 г. была опубликована карта, сделанная или скопированная с другой карты около 1440 г. в Базеле (Швейцария). На карте показаны Исландия, Гренландия и Винланд. Большинство исследователей признает подлин-i ность карты.
; Все эти факты, свидетельствующие о широкой экспансии ви-кингов в северные страны, становятся тем более поразитель-, ними, что позднее поселения норманнов во многих северных районах исчезли, а их открытия оказались фактически забытыми. Такой поворот истории нельзя объяснить, не учитывая резкого изменения климата после теплого периода раннего средневековья.
Норманны совершали плавания на небольших ладьях, которые отличались удивительными мореходными качествами.
§ 10.2. Эпоха викингов
349
В 1893 г. точная копия норманнского судна, обнаруженного при раскопках недалеко от Осло, водоизмещением около 20 т, пересекла Атлантический океан менее чем за месяц [268]. Несмотря на небольшие размеры, суда викингов могли выдерживать жестокие штормы. В сагах упоминаются плавания, которые совершались между Норвегией и Гренландией без каких-либо промежуточных высадок на берег. Пожалуй, наиболее эффективным препятствием для этих судов служили морские льды. В первое время колонизации Гренландии связь между Исландией и Гренландией поддерживалась регулярно.
Интересно, что в исландских сагах льды, как препятствие для плавания, почти не упоминаются. Обычно плавали самым коротким путем от Снефельснеса примерно по 65-й параллели на запад, а затем вдоль берега Гренландии на юг, т. е. тем путем, каким в первый раз плыл Эрик Рыжий (см. рис. 10.8). Но уже священник Ивар Бордсон, живший в Гренландии в середине XIV в., писал: «Так плавали раньше, но теперь с севера пришел лед и подошел настолько близко..., что никто не плавает старым путем, чтобы не рисковать жизнью». К этому времени гренландцы стали испытывать недостаток в строительной древесине и железе и перестали строить суда, достаточно большие, чтобы пересекать Атлантический океан. В 1261 г. норманнские поселения в Гренландии подпали под юрисдикцию норвежского короля. Они согласились платить ему налог и вергильд (деньги, взимавшиеся за убийство или другое тяжкое преступление) в обмен на обещание присылать корабли с товарами. В 1350 г. до короля Норвегии дошли сведения о том, что северная колония Гренландии — Западное поселение — полностью оставлена жителями, и он приказал расследовать это. Последние сведения о поселенцах в Гренландии относятся к 1500 г.
В пору расцвета гренландские поселения насчитывали не менее 3000 человек. Они содержали примерно 280 хозяйств, сосредоточенных в двух довольно протяженных районах. В Эстер-бюгде, расположенном на юго-западном берегу около 61° с. ш., имелось 190 хозяйств, 12 церквей и один собор. В Вестербюгде, лежащем на западном берегу на широте 64°, жило гораздо меньше поселенцев. Совсем незначительное число хозяйств располагалось в других районах.
В современной Гренландии жители занимаются в основном добычей рыбы и морского зверя. Норманнские поселенцы занимались, кроме того, скотоводством — раскопки показали, что здесь разводили коров, овец, коз. В поместье потомков Эрика Рыжего в XIII—XIV вв. имелись 4 коровника примерно с 40 стойлами. Производивший раскопки Нёрлунд пишет: «Развалины многих ферм с их довольно просторными хлевами и
350
Глава 10. Голоцен
сенными сараями лежат в пустынной местности, в центре сухой, поросшей лишайниками усадьбы, где запасти корм на зиму невозможно, или вблизи фьордов, совершенно недоступных в течение круглого года из-за айсбергов, которые постоянно откалываются от близких ледников» [247]. Это значит, что в «эпоху викингов» вместо лишайников росли сочные травы, а ледники отступали от верховьев фьордов и не заполняли их айсбергами.
На основании пыльцевого анализа Йессен заключил, что в районе Восточного поселения в те времена широколистная береза встречалась чаще, чем в настоящее время, тогда как карликовая береза встречалась реже. Иверсен изучал болотные почвы в районе Западного поселения. Он не смог ничего сказать об изменениях температуры самого теплого месяца, но убедительно показал, что перед исчезновением норманнских поселений в результате уменьшения количества влаги произошло резкое изменение растительности. В районе Западного поселения были найдены останки некоторых китообразных, которые в настоящее время почти никогда не заплывают так далеко на север.
Гренландские поселенцы в пору расцвета их колонии совершали далекие плавания не только на юг, где они открыли новые земли, но и на север. Об этом свидетельствуют находки пирамид, воздвигнутых ими из камней и служивших в качестве ориентиров или надгробий, а также рунических надписей. В 1267 г. они доходили до залива Мелвилл (76° с. ш.) на северо-западе Гренландии. В 1333 г. три гренландца-норманна останавливались на зимовку на западном берегу на 73° с. ш. Каменные пирамиды норманнов обнаружены на берегу пролива Смита (79° с. ш.), разделяющего о. Элсмир и Гренландию.
Потепление раннего средневековья затронуло не только западную часть Северо-Атлантического сектора, оно отмечалось также и в его европейской части.
В этот период норвежские викинги часто отправлялись в далекие плавания и на северо-восток. Первым плаванием, о котором до нас дошли сведения, было плавание викинга Оттара. Рассказ о нем со слов самого Оттара записал английский король Альфред Великий, весьма образованный для того времени человек, собиравший древние легенды и саги. Около 880 г. викинг Оттар обогнул мыс Нордкап и вошел в Белое море, достигнув устья большой реки. По одним данным, это р. Поной на Кольском полуострове, по другим — Северная Двина. Богатая добыча и выгодная торговля привлекли сюда других норманнов. Один за другим сюда отправлялись то торговать, то грабить Эрик Кровавая Секира в 920 г., Харальд Серый Плащ в 965 г., его сын Эрик и многие другие. Норманны плавали также на север от Норвегии и открыли Свальбард — Шпицберген. Во всяком случае, в сагах говорится о том, что в четырех
§ 10.2. Эпоха викингов	351
днях пути от Финмаркена (Норвегия) находится страна, где нет никакой растительности и царит глубокий мрак. Имеются сведения, что до 1200 г. охотники на китов, тюленей и моржей нередко достигали Шпицбергена и Новой Земли. В 1050— 1060 гг. король Норвегии Харальд Хардруп ходил морем на север и встретил тонкий (до 2,5—3 м) паковый лед лишь далеко на север и северо-восток от последних встреченных им островов (вероятно, Шпицбергена). Таким образом, в «эпоху викингов», как и во время климатического оптимума, в Арктике, возможно, не было или было очень немного многолетних льдов.
На Шпицбергене, в районе, лишь недавно освободившемся ото льдов, между двумя моренными слоями были обнаружены остатки ископаемой тундры: растительный покров (главным образом, из мхов) имел толщину 5 см [105]. Средний радиоуглеродный возраст этого слоя составил 1080± 105 лет, т. е. в X— XII вв. здесь господствовала тундра. Аналогичные остатки тундры такого же возраста были найдены в Северной Лапландии.
Выше говорилось о хорошем индикаторе колебаний климата в Центральной Европе — леднике Фернау. Он также зафиксировал в раннем средневековье потепление — период между 750 и 1200 гг. находится как раз между двумя продолжительными наступаниями ледника. Потепление в Центральной Европе сопровождалось также уменьшением влажности. Об этом свидетельствуют, например, результаты исследования поверхностей обратного развития в торфяных болотах ФРГ [134]. Оказалось, что эти поверхности обнаруживаются между 400 и 700 гг. и в 1200 г. В то же время между этими периодами, т. е. в IX—XII вв. таких поверхностей не имеется. Радиоуглеродный анализ древесины деревьев, погибших при наступании ледников в Швейцарских Альпах, дал время гибели лесов в среднем 1230 г., причем, судя по кольцам прироста, в течение по крайней мере 200 предшествовавших лет преобладал ровный теплый климат.
Из рис. 10.9 видно, что в IX и X вв. морские льды редко подходили к берегам Исландии, а в XI и XII вв. жители Исландии могли, пожалуй, забыть, что такие случаи бывали в прошлом; В 1921 г. во время интенсивного потепления XX столетия на месте церковного двора в Херьюлфснесе в Гренландии (60° с. ш.) были обнаружены в полностью замерзшей земле могилы жителей этого поселения. Они датируются приблизительно 1400 г. Прекрасно сохранились скелеты, носящие многочисленные признаки голодания, и норвежские одежды. Интересно, что корни кустарника успели переплестись с материей и скелетами, прежде чем промерзла земля. Характерно, что глубина могил с течением времени становилась все меньше, поскольку все
352
Глава 10. Голоцен
меньший слой земли оттаивал сверху каждое лето. Сопоставление условий, в которых имелась возможность захоронения в оттаивавшей земле, с современными позволяет предположить, что температура в Южной Гренландии была на 2—4° С выше, чем сейчас. По-видимому, примерно на столько же были теплее окружающие берега воды Атлантики.
Потепление в «эпоху викингов» было, несомненно, лишь слабой копией климатического оптимума и вследствие своей незначительной продолжительности не привело к крупным сдвигам в географии растительности. В Швеции ель не уступила
Рис. 10.9. Продолжительность блокирования паковыми арктическими льдами берегов Исландии [199].
места лиственным породам, орешник не вышел из своих убежищ, средиземноморская растительность не смогла преодолеть Альпы. Тем не менее верхняя граница вертикального распространения леса в Альпах, в горах Центральной Европы и в Скандинавии повысилась на 100—200 м. На столько же вверх продвинулись посевы в Норвегии, зерновые в ту пору возделывали и в Исландии. Самые северные области, в которых сейчас выращивают виноград, это Франция (без ее северных областей Бретани, Нормандии и Пикардии), юг ФРГ, Чехия, Венгрия, Румыния, Молдавия. В эпоху викингов зона выращивания винограда шагнула на 4—5° широты к северу и вышла к Балтийскому морю. Виноград культивировался в северных областях ГДР и ФРГ и даже в Латвии. В южной Англии в руки Вильгельма Завоевателя и его баронов в 1066 г. перешло не менее 38 виноградников. По отзывам современников, английские вина по качеству не уступали французским. Это значит, что летние сезоны в Англии были значительно теплее и суше, чем сейчас.
Это же, кстати, подкрепляет позиции авторов исландских саг, рассказывающих о винограде в Ньюфаундленде. Дикий виноград и сейчас широко распространен в Северной Америке вплоть до 45° с. ш. Он был широко распространен и в Европе, будучи менее требователен к теплу, чем культурный, но в сере
§ 10.2. Эпоха йикийгов
353
дине XIX в. почти весь погиб из-за завезенной из Америки филоксеры, к которой он не имел иммунитета. Вполне вероятно, что в эпоху викингов дикий виноград мог произрастать на 50° с. ш. в Америке. Так, Жак Картье в 1530 г. обнаружил большое количество виноградных лоз с вызревшими ягодами на обоих берегах р. Св. Лаврентия в ее нижнем течении. Это подтверждают сообщения и других первооткрывателей этой части Америки.
Период VIII—XIII вв. в Северной Америке, по данным археологов, также отличался весьма благоприятным климатом [171, 305]. В это время на территории США и Южной Канады широко распространилось сельское хозяйство. На юго-западе, на среднем западе, на северо-востоке США, в районе Великих Озер — везде появились поселения, главным занятием жителей которых было земледелие. На западных равнинах и юго-западе этот период был довольно влажным, тогда как температура несущественно отличалась от современной. В долине Верхней Миссисипи и в районе Великих Озер было заметно теплее, чем сейчас, и это позволило продвинуться на север сельскохозяйственным поселениям. Похолодание, начавшееся в XIII—XIV вв., сопровождалось увеличением влажности в районе Великих Озер и на северо-востоке США, на юго-западе же и на западных равнинах климат стал более засушливым. Это привело, в особенности в засушливых районах, к резкому упадку сельского хозяйства, уверенно подтверждаемому археологическими исследованиями.
На рис. 10.10 показаны три кривые, заимствованные у Данс-гаарда и др. [122]. Кривая а представляет собой изменения за последние 1420 лет относительного содержания тяжелого изотопа кислорода 6О18 в осадках, выпадавших на гребне ледяного щита Гренландии. Переход от 6О18 к температуре был осуществлен путем сравнения соответствующих изменений за хорошо изученный период 1890—1935 гг. на ст. Готхоб.
Предварительный анализ температурных колебаний на западном и восточном берегах Гренландии за последние 80 лет показал, что непродолжительные колебания могут происходить в противоположных направлениях, так как они обусловлены локальными изменениями. Поэтому чтобы избавиться от таких колебаний, было произведено скользящее осреднение по 60-летиям.
Кривые бив показывают изменения температуры в Исландии и Англии. Обе кривые, за исключением ступенчатого участка кривой для Англии, сглажены так же, как и кривая а.
Из сравнения кривых видно, что колебания длинных периодов в Исландии и в Гренландии происходили фактически синхронно. Исключение составляет период около середины XIV в.
Il/gl2 Заказ № 1742
354
Глава 10. Голоцен
I___1___।____।
-35,0 -З^ЪО18^ Г
•
Рис. 10.10. Сравнение дефицита концентрации О18 (а) в осадках, выпадавших в Крет (7Г07' с. ш., 37°19' з. д.), Центральная Гренландия, с температурой в Исландии (б) и Англии (в).
1 — инструментальные измерения, 2 — различные косвенные данные, 3 — систематические наблюдения за льдом в Исландии [122].
Этот участок исландской кривой основан на отсутствии или весьма редких сообщениях о наличии льда. В то же время исландские летописи говорят об исключительно холодном периоде 1367— 1379 гг. По-видимому, в этом случае следует доверять скорее кривой колебаний температуры, полученной по гренландскому керну. Авторы считают, что полученная ими кривая может даже объяснить, почему Флоки Вильгердарсон назвал землю, где он зимовал, Исландией, а Эрик Рыжий, наоборот, открытую им землю — Гренландией. Самый теплый период в Гренландии охватывал VIII — X вв., в Исландии максимум потепления отмечался в XI — XII вв., а в Англии — в XII—XIII вв.
Имеются данные о том, что в Азии в раннем средневековье также было относительно тепло. Древние китайские летописи сообщают, что в VII — X вв. в долине р. Хуанхэ росли апельсины и мандарины. Сейчас в этом районе растут только яблоки и японскаяхур-ма. Обработка летописей пока-зывает, что наиболее холодные . периоды центрируются вокруг , 1000 г. до н. э., 400, 1200 и
§ 10.3. Малый ледниковый период	355
1700 гг. Эти даты довольно близки к периодам наступаний альпийских ледников, например, по данным отложений в болоте Бунте A'loop.
В Японии имеются сведения о датах зацветания сакуры, начиная с IX в. Эти даты фиксировались придворными историками, потому что под сенью цветущих вишен император или губернатор устраивал празднество. Анализ показал, что в IX—X вв. вишня зацветала в среднем на неделю раньше, чем в XI-XVI вв. [101].
Брукс приводит данные, из которых видно, что в VII—VIII вв. в Китае было минимальное количество суровых зим, тогда как максимума это количество достигло в XII—XIV в. Последнее подтверждается также тем, что в XII—XIII вв. наблюдались самые поздние весенние снегопады. В этот период было влажно в Камбодже и в Центральной Америке (Юкатан), больше осадков и воды в реках Средиземноморья и Ближнего Востока [205], влажно было в VIII—X вв. в Восточной Африке, в районе оз. Чад и в Мавритании [279].
Что касается южного полушария, то данных, которые могли бы стать надежной основой для заключений о климате в эту эпоху, фактически нет. Имеются, однако, указания, что в этот период на юге Южной Америки был более сухой климат и преобладание западных ветров было еще более заметным, лес сохранялся только на западном склоне Патагонских Альп. Имеются также данные, что именно в это время или несколько раньше возникла одна из наиболее крупных колоний пингвинов в Антарктиде.
§ 10.3. Малый ледниковый период
После теплой «эпохи викингов» наступило похолодание, которое, как говорилось выше, получило название «малого ледникового периода». Иногда этот термин относят ко всему периоду от окончания теплого раннего средневековья до середины или второй половины XIX в., в других случаях им обозначают более короткий интервал XVII—XIX вв. В обоих случаях такое употребление термина малый ледниковый период не вполне правомочно, поскольку оно подразумевает некоторую исключительность этого похолодания, тогда как на самом деле оно было одним из нескольких похолоданий подобного рода после климатического оптимума. Такое название, скорее, отражает тот факт, что эту часть исторического периода оказалось возможным исследовать гораздо более детально по сравнению с ранними похолоданиями подобного же рода. Одновременно появилось множество различных письменных источников, которые позволяют

356
Глава 16. Голоцен
делать надежные заключения об изменениях климата. А с XVII в. стали производиться инструментальные наблюдения за такими важными характеристиками погоды, как давление и температура.
Анализ летописей, дневников путешественников [15], различных исторических документов от непосредственных описаний ледников и их деятельности специалистами до судебных протоколов с упоминанием о разрушениях, производимых ледниками, и регистрации молебнов о ниспослании дождей [213], наблюдений за появлением дрейфующих арктических льдов у Исландии [199], наконец, инструментальных наблюдений, начиная с самых ранних [206, 207], а также результатов изотопного анализа — все это позволяет сейчас составить представление о характере малого ледникового периода.
Само название, укрепившееся за этой холодной эпохой, показывает, что наиболее впечатляющим и убедительным индикатором ухудшения климата было состояние ледников. Горные ледники являются замечательными интеграторами климатических изменений. Когда ледник находится в стабильном состоянии (т. е. не растет ни по вертикали, ни по горизонтали), то в любой его точке, в том числе и на его границе, имеется равновесие между аккумуляцией снега, абляцией (таянием и испарением) и притоком или оттоком массы льда, причем разность между аккумуляцией и абляцией уравновешивается прибылью или убылью массы. Если соотношение между аккумуляцией и абляцией изменяется, то ледник приходит в движение, либо начиная наступать, либо, наоборот, отступая выше в горы.
Если не считать тех катастрофических наступаний ледников, которые связаны с нарушением равновесия масс льда во время потеплений, то рост ледников, как правило, бывает связан с похолоданиями климата. Ледники начинают расширяться, либо если усилится аккумуляция, т. е. увеличится количество твердых осадков (например, в результате похолодания вёсен и продления вследствие этого холодных сезонов), либо если уменьшится абляция (например, в результате похолодания летних сезонов). Эти два процесса могут происходить и часто происходят одновременно. Похолодание, как правило, ведет не только к увеличению промежутка времени, в течение которого выпадают твердые осадки, но и к увеличению площади аккумуляции этих осадков. Особенно быстрое образование и разрастание ледников может происходить в том случае, если высота горной страны или большинства ее вершин близка к высоте климатической снеговой линии. Тогда небольшое понижение температуры, а следовательно, и снеговой линии может привести к быстрому увеличению площади снежных полей и образованию обширных ледников.
§ 10.3. Малый ледниковый период
357
Недавно на высоком плоскогорье к северу от ледника Барнс (о. Баффинова Земля) были обнаружены обширные области, лишенные покрова лишайников, в то время как условия для их существования имеются [99]. Этот покров лишайников имелся в прошлом, но был уничтожен под снегами, которые в течение длительного времени покрывали эти территории. Анализ распределения живых лишайников и радиоуглеродные датировки показали, что снежные поля и ледники развивались в период между 500 и 300 лет назад (т. е. в XV—XVII вв.) и начали таять и освобождать территорию всего 70 лет назад. На протяжении 100—200 лет площадь оледенения выросла и 300 лет назад, т. е. в середине XVII в. составляла около 140 тыс. км2, что почти в 4 раза больше современной (37 тыс. км2). Столь же быстрый рост снежного или ледяного покрова мог происходить и на плоскогорьях других островов Канадского архипелага.
Однако ледники не сразу реагируют на изменения климата. Запаздывание их реакции может составлять от нескольких лет до нескольких десятилетий в зависимости от размеров ледника, его географического положения и рельефа подледной поверхности. Малые ледники, например, реагируют на изменения климата быстрее и поэтому могут откликаться на кратковременные глобальные или даже локальные изменения климата, большие горные ледники и покровные ледники реагируют только на крупные и длительные изменения климата. Вследствие всего этого только длительные наступания многочисленных ледников в разных районах земного шара могут свидетельствовать о крупномасштабных изменениях климата.
Первые свидетельства о пробуждении ледников после теплого раннего средневековья относятся к XIII в. Уже упоминавшийся тирольский ледник Фернау достиг в это время соседнего торфяного болота и отложил там песчаную морену (см. рис. 10.6). Об этом пробуждении говорит и радиоуглеродный возраст деревьев, погибших в результате наступления Алеч-ского ледника в Ронской долине в Швейцарских Альпах. Несколько контрастирует с наступанием ледников в Альпах климат в Англии, который характеризовался в этот период максимальным потеплением. Наступание ледников отмечалось не только в Европе, но и в Северной Америке.
Подсчет колец деревьев на Аляске, росших на морене, и радиоуглеродный анализ показали, что наступание ледников на Аляске происходило около 1150 г. [226]. Новые исследования показывают, что ледники Аляски, пережив теплое раннее средневековье, начали вновь расширяться и спускаться с гор в долины в начале XIV в. (см. рис. 10.5). После этого кратковременного наступания произошла некетерая стабилизация ледников, но во
358
Глава 10. Голоцей
второй половине XVI в. наступание ледников значительно усилилось и стало повсеместным.
Особенно хорошо изучены колебания ледников этого периода в Альпах [213], Скандинавии и Исландии, в Северной и Южной Америке. Исследования хорошо сохранившихся морен 23 небольших ледников в горах Кебнекайсе в Шведской Лапландии [193] свидетельствуют, что наступание ледников началось еще в начале XVI в. Старые карты исландских ледников показывают, что уже в 1570 г. языки ледников были на несколько километров длиннее, чем в настоящее время. В конце XVI в. крестьяне, занимавшиеся сельским хозяйством в альпийских долинах с нависшими с гор ледниками, начали жаловаться на похолодание, которое задерживало вызревание хлебов. Вскоре ледники стали все чаще спускаться в долины, запруживать верховья рек и образовывать озера. Имеются многочисленные сведения о прорывах таких озер, которые сопровождались катастрофами, уносившими многие жизни.
Максимальное наступание альпийских ледников началось на рубеже XVI и XVII вв. и продолжалось по крайней мере до 1616 г. В долине Шамони у подножия Монблана некоторые селения были оставлены жителями, а три из них были стерты с лица земли надвинувшимся ледником. До своей гибели они существовали около 300 лет. Одновременное наступание ледников происходило не только во французских, но и в швейцарских и австрийских Альпах. В горах Высокий Тауэри (Тироль) шахты, в которых в середине XV в. добывали золото, оказались погребенными слоем льда мощностью до 20 м. Начало XVII в. отмечено также наступаниями ледников на северо-западе США (Олимпийские горы) и в Патагонских Андах. Следующее крупное наступание альпийских ледников произошло около 1640 г. Опустошения в долине Шамони были настолько значительными, что жители сел, расположенных в долине, обратились за помощью к женевскому епискому, и тот организовал крестный ход и водрузил крест на краевой морене ледника. Примерно в этот же период (около 1650 г.) отмечено одно из наиболее крупных наступаний льда в Олимпийских горах США. За мощным наступанием 1640 г. последовали наступания в Альпах в 1663 и 1680 гг.
Около 1700 г. отмечалось некоторое отступание альпийских ледников, однако оно носило ограниченный, региональный характер. Есть данные о том, что именно в это время ледники Исландии Дрангаёкуль и Ватнаёкуль окружили прибрежные фермы и разрушили их. То же самое происходило в Норвегии. Ледник Ютунхейм в южной Норвегии в это время наступал на леса и пастбища лежащей ниже долины. Так же неспокойно вели себя и другие ледники Норвегии. В Северной Швеции один
§ 10.3. Малый ледниковый период
359
из максимумов распространения ледников приходился примерно на 1710 г. Затем значительные наступания ледников отмечались около 1720 г. (Альпы, Скандинавия, США, Аляска), 1740—1750 гг. (Скандинавия, Исландия, Аляска), 1820 и 1850гг. В северной Европе особенно мощным было, по-видимому, наступание 1750 г. Ледники Норвегии и Швеции продвинулись настолько далеко, что эти их рубежи так и не были впоследствии превзойдены. Края ледников находились в нескольких километрах от их современных положений. Они полностью уничтожали или наносили существенный урон близлежащим фермам. Это был, возможно, также самый значительный максимум развития ледников и в Исландии. С ним можно сравнить лишь максимум 1850 г. Оба крупнейших ледника Исландии — Ватнаёкуль и Дрангаёкуль — уничтожили несколько ферм и причинили ущерб окружающим их землям. Максимального развития в этот период достигли также ледники Аляски.
В течение 1760—1790 гг. продолжалось наступание альпийских ледников. На 1780 г. приходится один из максимумом наступания ледников в горах Кебнекайсе в Северной Швеции [193]. Норвежские и исландские ледники также находились вблизи своих морен, отложенных в период их максимального развития около 1740—1750 гг. Максимум распространения альпийских ледников в 1820 г. по своим масштабам был весьма сходен с максимумом 1600 г. и с последующим максимумом 1850 г. Максимум 1850 г. был особенно заметным в Исландии. Он совпал с максимумами в Норвегии, Северной Америке, Британской Колумбии и в Патагонских Андах Южной Америки. Если не считать последующих локальных и кратковременных наступаний отдельных ледников, то наступание 1850—1860 гг. было последним большим наступанием, которое сменилось глобальным потеплением XX в. и глобальным отступанием ледников (рис. 10.11). В течение малого ледникового периода ледники заметно расширились также в Малой Азии. В горах Эфиопии снег выпадал и лежал месяцами, чего прежде не было.
На рис. 10.12 показан обобщенный график, иллюстрирующий поведение горных ледников в Северной Америке и Европе в течение малого ледникового периода. Некоторые из короткопе-риодных наступаний в северном полушарии находят себе параллели в южном полушарии, другие таких параллелей не находят. В настоящее время нельзя сказать, является ли это следствием асинхронности таких колебаний или же связано с более плохой изученностью деятельности ледников в южном полушарии.
О характерных особенностях малого ледникового периода можно судить не только по расширению и образованию новых ледников. Имеются и другие показатели ухудшения
Рис. 10.11. Ледник Аржантьер, спускающийся в долину Шамони (Савонские Альпы, Франция), в 50—60-е годы XIX в., когда только началось отступание (вверху); в 1966 г., когда нижняя ветвь зигзага ледника исчезла, открыв взору ободранные глыбы скал, а морены покрылись лиственным лесом (внизу) [213].
362
Глава 10. Голоцен
климата. Одним из них является изменение распространения дрейфующего пакового арктического льда. Если в ранних исландских сагах, как уже говорилось, не имеется упоминания о льдах в Датском проливе, то в письменном источнике, относящемся к середине XIII в., уже имеется описание ледовых полей толщиной до 3—4 м, которые стали препятствовать плаванию между Исландией и Гренландией. В этот же период участились случаи ледовой блокады берегов Исландии, которая в среднем продолжалась до 5 недель в году (см. рис. 10.9), а также случаи замерзания южной части Балтийского моря. После относительно кратковременного перерыва в XV в. ледовая обстановка в Северной Атлантике начала вновь резко ухудшаться.
Рис. 10.12. Число максимальных наступаний ледников в северном полушарии [115].
Так же как и в случае распространения ледников, на фоне этого , прогрессирующего ухудшения ледовой обстановки происходили ' более кратковременные улучшения и ухудшения.
В начале XVII в., когда происходило значительное наступание ледников в северном полушарии, продолжительность блоки-рования исландских берегов достигала 16 недель в год. Во время i следующего крупного наступания 1740—1750 гг. она составляла уже 18—19 недель. В последнее двадцатилетие XVIII в. продол-  жительность ледовой блокады Исландии достигла в среднем по-лугода. В 1784 г. датское правительство обсуждало вопрос о переселении исландцев на материк. В этот период дрейфующие льды часто появлялись между Исландией и Норвегией в восточ  ной ветви Восточно-Гренландского течения. После максимума 1860 г. длительность блокады берегов Исландии стала уменьшаться.
Имеются многочисленные факты самого разнообразного характера, которые свидетельствуют об интенсивности похолодания в малом ледниковом периоде. Так, например, между 1300 и 1350 гг. исландцы были вынуждены окончательно отказаться от возделывания зерновых культур. Следующая волна холода, надвинувшаяся примерно с середины XVI в., нашла отражение в летописях и различных исторических документах. Учащаются сообщения о суровых и снежных зимах в Европе (когда, напри-
§ 10.3. Малый ледниковый период
363
Рис. 10.13. Изменение уровня Каспийского моря за историческое время
[4].
мер, Рона в своем нижнем течении покрывалась таким толстым льдом, что по ней можно было провозить тяжелые пушки, в Генуэзском заливе образовывался лед,
Н м абс.
-22
-26
-30

-34 L
о
500	W00	1500	2000
а оливковые деревья на юге
Франции и в Италии погибали) и о прохладных летних сезонах (когда, скажем, виноград на юге Франции вызревал с большим опозданием). Похолодание в Англии в начале XIV в. привело к упадку процветавшего до этого виноградарства и к отказу от него. Еще в начале малого ледникового периода в Исландии окончательно погибли еще остававшиеся после оптимума в закрытых местах-рефугиумах редкие леса. Из-за холодных и
влажных летних сезонов и увеличения просоленности почв на атлантическом берегу Шотландии исчезли леса [205].
В течение малого ледникового периода происходило повышение уровня Каспийского моря (рис. 10.13). что указывает на увеличение количества осадков в бассейне р. Волги и, возможно, на уменьшение испарения. Летописи и другие исторические документы [15] свидетельствуют, что на Европейской территории СССР в этот период учащались холодные снежные зимы и дождливые летние сезоны, чаще происходили наводнения.
Как уже говорилось, наступание малого ледникового периода на территории нынешних США выразилось в похолодании на северо-востоке и в засушливости на землях юго-запада. И то, и другое можно связать с более частыми и глубокими вторжениями холодного воздуха из района Канадской Арктики.
Похолодание этого периода происходило также и в Азиатско-Тихоокеанском секторе земного шара. Уже упоминалось, что обработка древнекитайских летописей и других письменных документов показывает концентрацию холодных периодов вокруг дат 1200 и 1700 гг. Согласно Т. Ямамото [307, 308], исследовавшего различные исторические данные о климате с начала XV до конца XIX в., похолодание происходило и в Японии. Уже в XV в. климат Японии был влажным и прохладным. Одновременно были отмечены наступания ледников. Об этом говорит, например, радиоуглеродная датировка ископаемых останков деревьев, погребенных под флювиогляциальными отложениями у горы Сироума (1430 г.±80). Однако максимальное похолодание приходится на период 1750—1850 гг., т. е. совпадает с куль
364
Глава 10. Голоцен
минацией малого ледникового периода в Северо-Атлантическом секторе. По оценкам Т. Ямамотго, температура и лета, и зимы была на 1—2°С ниже, чем в настоящее время. Летние сезоны были более дождливыми, в связи с чем участились случаи наводнений вообще и катастрофических наводнений в особенности. Т. Ямамото связывает эти изменения с ослаблением субтропического тихоокеанского антициклона и смещением климатических зон к югу. Вероятно, одн овреиенно происходило углубление высотной ложбины, географически привязанной к побережью Азии.
&
°C	’ '
Рис. 10.14. Температура воздуха в Центральной Англии (10-летние средние скользящие значения) по инструментальным измерениям с 1668 по 1975 г. [228].
Самые длинные имеющиеся ряды инструментальных наблюдений за температурой, нап ример, для центральной Англии (рис. 10.14) показывают, что максимальные понижения температуры в малом ледниковом: периоде обычно не превышали 1—2° С. К такому же выводу ^приводит исследование понижения снеговой линии в горах, определяемого по расположению надежно датированных ледниковых морен и по другим признакам. Такие же величины получены по профилю температуры в глубоких шахтах [118].
По-видимому, происходили изменения и в тропических районах земного шара. Во всяко м случае, об этом говорит, например, анализ уровня воды в Голубом и Белой Ниле — реках, которые, сливаясь, дают началго собственно Нилу. Этот анализ показывает, что в течение ма_лого ледникового периода в горах Эфиопии, где берет начало Голубой Нил, выпадали обильные дожди, тогда как в экваториальном поясе, где берет начало Белый Нил, осадков выпадало мало. Первое связано, вероятно, с усилением летнего муссоша, второе можно толковать либо как уменьшение количества осадков в экваториальной зоне дождей, либо как следствие ее смещения на юг.
Г. Лэмб и А. Джонсон [206, 207] использовали самые ранние инструментальные наблюдения и построили ряд средних по де-
§ 10.3. Малый ледниковый период
365
сятилетиям карт давления для января и июля с 1760 по 1959 г. Они построили также ряд других карт, которые могут характеризовать климат и циркуляцию атмосферы во время малого ледникового периода. В их числе карты аномалий температуры
Рис. 10.15. Отклонения температуры воды на поверхности в Атлантическом океане в период 1780—1820 гг. от их значений за 1921—1938 гг. [206].
Пунктирные участки изотерм — интерпретация Дж. Бьеркнеса [110].
воды, составленные с использованием наблюдений за температурой с парусных английских судов в течение 1780—1820 гг. (рис. 10.15).
Используя эти карты, Дж. Бьеркнес [ПО] предложил объяснять возникновение малого ледникового периода аномалией взаимодействия между океаном и атмосферой. Гипотеза Дж. Бьеркнеса исходит из того, что при устойчивом состоянии ветровой дрейф в верхнем слое океана должен компенсироваться геострофическим потоком во всем слое, где происходит движение. В настоящее время, как видно из карты (рис. 10.16 6), обширный исландский минимум располагается к югу от Ислан
366
Глава 10. Голоцен
дии. Циклоническая система его ветров вызывает дивергенцию поверхностных вод, которая компенсируется притоком более теплой воды с юга. В результате такого притока вод акватория в районе Исландии (главным образом к югу от нее) остается в течение круглого года свободной ото льда.
Точно такой же механизм, считает Дж. Бьеркнес, действовал и во время малого ледникового периода. В отличие от совре-
Рис. 10.16. Среднее атмосферное давление на уровне моря в Северо-Атлантическом секторе в январе в 1780—1820 гг. (а) н в 1900—1939 гг. (б) [206].
менного распределения давления, в период 1780—1820 гг. имелись три отдельных циклонических минимума (рис. 10.16а), причем наиболее обширными были два из них: один между Гренландией и Лабрадором, а другой между Исландией и северной Норвегией. Третья, гораздо меньшая область низкого давления располагалась в районе Исландии. Все три минимума были менее глубокими, чем современный единый исландский минимум. Высокая повторяемость циклонов у Лабрадора и Норвегии требовала, чтобы в эти районы был направлен с юга геострофический поток теплых вод. В то же время в районе Исландии, где циклонический вихрь был меньше, такой поток был значительно слабее, чем в настоящее время. Это значит, что в районе Исландии воды были холоднее, чем сейчас, и потому в них чаще появлялись арктические льды, блокировавшие берега острова, а иногда появлялись языки дрейфующего льда между Исландией и Норвегией. Центр антициклонического круговорота в Северной Атлантике был во время малого леднико
§ 10.3. Малый ледниковый период
367
вого периода смещен к востоку, и потому большая, чем в настоящее время, масса вод Гольфстрима замыкалась в нем. В результате та ветвь Гольфстрима, которая входит в Норвежское море, не была столь мощной, как сейчас, и потому во всей северо-восточной части Атлантики наблюдались отрицательные аномалии температуры. Конечно, Норвежское море и часть Баренцева моря, как и сейчас, были чаще всего свободны ото льда, и насыщенные влагой прохладные воздушные массы циклонов, приходящих в Европу, способствовали росту ледников в ее горных областях.
Средняя атмосферная циркуляция у поверхности Земли тесно связана с системой длинных волн в средней тропосфере. В атлантическом секторе главной чертой этой системы оказалась высотная ложбина у берегов Америки. Она была более глубокой, чем ее современный аналог, и была географически фиксирована большими термическими контрастами между теплыми водами и холодной поверхностью суши, где образовались обширные снежные и ледяные поля. Именно вследствие этих больших контрастов циклоны развивались значительно быстрее и становились зрелыми и малоподвижными уже в районе Лабрадора. Поскольку зональная циркуляция в эти годы была слабее, чем сейчас, длина волн была меньше, и очередной высотный гребень ниже по западному потоку располагался как раз на меридиане Исландии, тогда как следующая ложбина находилась над Норвежским морем и западной частью Средиземного моря.
Дж. Бьеркнес считает, что аналогичные процессы могли происходить в течение малого ледникового периода и в Тихом океане, что и там алеутский минимум, который в настоящее время находится, как правило, над Алеутскими островами, во время малого ледникового периода распадался на два самостоятельных минимума — один у берегов Камчатки, а другой над заливом Аляска. Именно этот устойчивый циклон над заливом Аляска был, согласно Дж. Бьеркнесу, причиной роста ледников в североамериканских Кордильерах.
Изложенная гипотеза не объясняет причин, которые привели к таким аномалиям во взаимодействии океана и атмосферы и тем самым к малому ледниковому периоду. Она подчеркивает наличие положительной обратной связи между циркуляцией в атмосфере и в океане, которая теоретически могла бы привести к развитию большого ледникового периода, поскольку дальнейший рост ледников мог привести вследствие увеличения альбедо к уменьшению количества солнечной радиации, поступающей на поверхность Земли. Что же касается причин, по которым малый ледниковый период нс перерос в настоящее оледенение, то Дж. Бьеркнес считает, что одной из них могла быть
368
Глава 10. Голоцен
термохалинная океаническая циркуляция, которая действует в обратном направлении. Такая циркуляция, по-видимому, возникала в результате значительного охлаждения вод в Баффиновом море, которые становились плотнее и вынуждены были опускаться вниз и в конечном счете обращали существовавшую циркуляцию вспять. Это могло быть существенно облегчено в результате того, что воды, поступавшие во время малого ледникового периода в Баффиново море, были более солеными, чем, например, воды течения Ирмингера в настоящее время; для того, чтобы они начали опускаться, требовалось сравнительно небольшое охлаждение.
Эта гипотеза могла бы объяснитьжалый ледниковый период в масштабе одного полушария, что, возможно, имело место в действительности. Об этом говорит тот факт, что не все ледниковые наступания северного полушария находят себе аналоги в южном полушарии. Имеются, правда, данные о том, что около 1600 г. в Патагонских Андах происходили наступания ледников. До начала XIX в. в южном полушарии, по-видимому, не было значительного похолодания [205]. Во всяком случае, по данным многочисленных мореплавателей, плававших в Антарктике, в 1760—1830 гг. морские льды располагались несколько южнее, чем в настоящее время.1 Заметное похолодание климата в южном полушарии произошло после 1800—1830 гг. В этот период, согласно Лэмбу, пути циклонов и пояс дождей сместились на север, а в Андах и на о. Ю. Георгия происходили мощные наступания ледников.
§ 10.4. Потепление XX века и современная тенденция
Потепление, последовавшее за малым ледниковым периодом, началось в конце XIX в., но внимание климатологов как явление крупного масштаба оно привлекло лишь в 20—30-х годах XX столетия, когда появились признаки интенсивного потепления в Арктике. По-видимому, впервые потепление вод Баренцева моря подметил в 1921 г. Н. М. Книпович [41], опираясь на наблюдения за температурой на Кольском меридиане (30,5° в. д.). Оказалось, что температура воды в Баренцевом море в 1919—1928 гг. была в среднем на 1,8° С выше, чем в 1912—1918 гг. Потепление и вместе с тем увеличение солености отмечалось также и на глубинах (по крайней мере, до 400 м). С тех пор на Кольском меридиане проводятся регулярные измерения температуры воды (рис. 10.17). Вслед за этим
1 Правда, Г. Лэмб и А. Джонсон объясняют это похолоданием в Антарктиде и уменьшением количества айсбергов и, следовательно, уменьшением распрес-нения вод, что понизило точку их замерзания.
§ 10.4, Потепление XX века и современная тенденция
369
проведенный многими исследователями анализ наблюдений за температурой воздуха на метеорологических станциях показал, что в 30-х годах температура воздуха в умеренных и особенно в высоких северных широтах была значительно выше, чем в конце XIX в. Так, зимние температуры в Западной Гренландии повысились на 5° С, а на Шпицбергене — даже на 8—9° С по сравнению с периодом 1912—1926 гг.
°C
5
4
3
wCMVy’
1900 1910 1920 1930
1990 1950 1960 1970 1930
Рис. 10.17. Средняя температура воды в слое 0—200 м на Кольском меридиане (30,5° в. д.) за январь (а) и год (б) до 1976 г. (по материалам ПИНРО).
На потепление вскоре откликнулись горные ледники. В 1866 г., когда началось общее отступание ледников в Альпах, никто не думал, что это отступание будет продолжаться долго. Полагали, что вслед за ним произойдет следующее мощное наступание, как это уже бывало неоднократно, начиная с конца XVI в. [211]. Впоследствии наступания происходили, но лишь на фоне общего отступания ледников, и каждый новый максимум их продвижения был меньше предыдущего. За один только 1867— 1868 г. ледник Мер-де-Гляс во Французских Альпах отступил на 150 м, а в последующее десятилетие он каждый год отступал в среднем на 70 м [213]. С 1866 по 1955 г. фронт этого ледника отступил на 1300—1400 м, фронт ледника Аржантьер отступил на 1000 м (рис. 10.18).
Ледники начали отступать не только в Альпах, но и в других районах северного полушария. Ледники отступают в Южной и Средней Норвегии, Северной Швеции, Исландии, на о. Ян-Майен, на Шпицбергене. Заметно отступают ледники западного
370
Глава 10. Голоцен
побережья Гренландии, которые являются основными поставщиками гренландских айсбергов. Так, ледник Якобсхавн, некогда впадавший в залив Диско, за 40 лет с 1880 по 1920 г. отступил почти на 20 км. На севере Канады, как упоминалось
Рис. 10.18. Движение фронта ледников во Французских Альпах [213].
г	1—ледник Аржантьер (левая шкала), 2 — ледник Мер-де-Гляс (правая
шкала).
выше, обширные снежные поля исчезли всего 70 лет назад. Измерения величины колоний лишайников, растущих на конечных моренах здешних ледников, говорят о том, что, начиная с 60-х годов прошлого столетня, ледники здесь отступают со средней скоростью 3 м в год. В Кордильерах Северной Америки ледники
Рис. 10.19. Отступание ледника Нискуолли в Скалистых горах, США [213].
на протяжении около 100 лет отступали, несмотря на кратковременные перерывы. Некоторые из них отступили на несколько километров (рис. 10.19).
Массовое отступание ледников происходит и в Азии. Площадь ледников Кавказа, например, сократилась с 1890 по 1946 г. на 8,5% [43], а их длина уменьшилась в ряде мест почти на километр. Ледники отступают на Полярном Урале и на многи? советских арктических островах (в особенности в Западном секторе Арктики), на Памире, Тянь-Шане, Алтае, в Саянах, в горах Турции, в Гималаях. В горах Экваториальной Африки ледники отступали с начала XX в. настолько быстро, что де-
§ 10.4. Потепление XX века и современная тенденция	371
дались прогнозы об их скором полном исчезновении. Существенно уменьшились в своих размерах ледники и в тропической части южноамериканских Кордильер. В то же время заметных изменений ледников в Патагонских Кордильерах на юге Америки не было зафиксировано.
Многие острова Арктики, которые сложены в основном из ископаемого льда, изменили свои очертания или исчезли с географической карты. Так, Н. Н. Зубов [33] приводит пример острова Васильевского в море Лаптевых, который в 1823 г. имел длину 7 км, а в 1936 г. растаял, оставив о себе напоминание лишь в виде подводной банки. Такая же судьба постигла соседний остров Семеновский, который исчез в 1956 г. Уменьшаются размеры других подобных островов, например Большого Ляховского. На Земле Франца-Иосифа некоторые острова раздвоились: ледовые перемычки, соединявшие их, протаяли и разрушились.
Граница вечной мерзлоты повсюду отступает на север. Усилились процессы протаивания вечной мерзлоты и термокарстовые явления. Известно, что в первой половине прошлого века в городе Мезени в 200 км к северо-востоку от Архангельска колодцы приходилось рыть в слое вечной мерзлоты, верхняя граница которой залегала на глубине 2 м. В 1933 г. вечная мерзлота, и то лишь в виде островков, была обнаружена в 40 км к северу от города. Деградация вечной мерзлоты происходит также в Сибири и на Дальнем Востоке. Так, в 1937 г. было обнаружено, что в Туруханске (66° с. ш.) верхняя граница вечной мерзлоты опустилась за 94 года более чем на 10 м. Измерения в последние годы показали, что она опустилась на 6—И м на большой площади Западной Сибири. Измерения распределения температуры с глубиной в мерзлой толще показывают, что в верхней части этого слоя преобладают либо нулевые, либо деградационные градиенты температуры, когда температура с глубиной понижается [8]. По сравнению с 80-ми годами прошлого века температура мерзлых пород повысилась в 40-х годах XX столетия на 1,8—2,4° С.
Вследствие потепления значительно сократилось количество льдов в арктических морях. Так, только в Советском секторе Арктики с 1924 по 1945 г. площадь льдов сократилась примерно на 1 млн. км2, т. е. наполовину. По данным Н. Н. Зубова, ледо-витость Баренцева моря в апреле—августе с 1920 по 1933 г. была на 12—15% меньше, чем в период с 1900 по 1919 г. В течение 1929—1938 гг. Карское море к югу от пролива Маточкин Шар в сентябре было совершенно свободно ото льдов, тогда как до этого здесь вероятность встречи со льдами в этом месяце составляла около 30%. Пролив Югорский Шар до 1920 г. замерзал в среднем на 2 месяца раньше (24 ноября), чем в период
372
Глава 10. Голоцен
1920—1937 гг. (25 января). Уменьшилось количество льдов и в Гренландском море, несмотря на то что вынос льдов из Арктического бассейна усилился. Продолжительность ледовой блокады (см. рис. 10.9) берегов Исландии сократилась с 20 недель в конце прошлого века до двух недель в 1920—1939 гг. Появилась возможность по открытой воде плавать в очень высокие широты на судах, не приспособленных специально к плаванию во льдах.
В 1925 г. парусная шхуна смогла обогнуть с севера Шпицберген, в 1932 г. на 100-тонном боте «Книпович» Н. Н. Зубов смог обойти вокруг Земли Фраица-Иосифа, а л/п «Сибиряков» обогнул Северную Зейлю. В 1935 г. обыкновенные суда могли совершать сквозные плавания в течение одной навигации вдоль всего Северного морского пути, не встречая на своем пути льдов. В том же году л/п «Садко» прошел по чистой воде от мыса Желания до Северной Земли, а затем на север до 82°4Г с. ш. Ледокол «Ермак», который в 1901 г. потерял месяц в бесплодной борьбе со льдами и так и не смог обойти Новую Землю с севера, в 1938 г. в районе Новосибирских островов достиг 83D05z с. ш.
Вследствие потепления реки и озера стали вскрываться раньше, а замерзать позже. Например, среднее число дней в году, когда Нева в районе Ленинграда бывает свободной ото льда, увеличилось на 4 дня. Озеро Шамплейн в штате Вермонт (США) в 1876—1905 гг. замерзало в среднем 1 февраля, а в 1905—1935 гг.— 6 февраля.
Потепление было настолько интенсивным и продолжительным, что повлекло за собой изменение границ экологических ареалов. С. М. Успенский [79], например, утверждает, что за последние полстолетия «на территорию Евразии севернее лесотундры иммигрировало по меньшей мере 40—50 видов птиц и млекопитающих». В Финляндии распространение южных птиц к северу замечено уже с 70—80-х годов прошлого века и достигло пика в 20—30-х годах XX в. В то же время в южной и средней части Финляндии стали реже гнездиться такие северные птицы, как краснозобая гагара или белая куропатка [275]. В южной Гренландии каждый год стали гнездовать сизоголовые дрозды, а в Исландии с 30-х годов появились ласточки и скворцы. Перелетные птицы в умеренных широтах стали появляться весной на неделю-две раньше, чем прежде. Если, например, в 1865—1871 гг. в Ленинград грачи прилетали в среднем 5 апреля, то в 1910—1920 гг. средней датой их появления стало 13 марта. Белая трясогузка прилетала в эти периоды соответственно 2 мая и 13 апреля [9]. Деревья и травянистые растения стали зацветать на несколько дней (некоторые виды даже на одну-две недели) раньше.
§ 10.4. Потепление XX века и современная тенденция
373
Потепление вод океана, в особенности на севере, привело к перераспределению основных районов нереста и откорма промысловых рыб, к их широкой миграции на север. Так, сначала у южной оконечности Гренландии, а затем на западном берегу вплоть до 72—73° с. ш. и на восточном берегу до 65° с. ш. и несколько севернее в промысловых количествах появились такие ценные рыбы, как треска и сельдь. Это повлекло за собой изменение экономики Гренландии, население которой перешло от морской охоты как основного занятия к рыболовству. Сельдь, треска, пикша и другие породы рыб, которые ранее или не встречались в Баренцевом море, или обнаруживались там в очень небольших количествах, стали объектом интенсивного промысла. Появились сравнительно теплолюбивые рыбы и в Белом море: с 1927 г.— морской окунь, с 1931 г. — пикша и сайда [9]. В Финском заливе появилась скумбрия, а в западной части Балтийского моря в промысловых количествах стал вылавливаться анчоус. Тунец стал доплывать до Северного моря и даже начал появляться в проливах Каттегат и Скагеррак.
Такое же продвижение некоторых пород рыб на север наблюдалось и в северной части Тихого океана. В заливе Петра Великого в Японском море в 1922 г. впервые появилась в промысловых количествах тихоокеанская сардина. В дальнейшем она продолжала распространяться на север и в некоторые годы попадалась в камчатских водах севернее Петропавловска-Камчатского на широте 54° с. ш. Около 1930 г. в водах Охотского моря, у его северных берегов, появилась скумбрия. В 20-х годах появилась в районе Хоккайдо, а в 1939 г. достигла вод Камчатки сайра. До 20-х годов рыбаки о. Хоккайдо даже не знали названия этой рыбы, добыча которой стала основой их существования. В этот же период в районе залива Петра Великого появились различные виды южных (не промысловых) рыб и других морских организмов. Широко известно высказывание Н. М. Книповича, что «в какие-нибудь полтора десятка лет и даже еще более короткий промежуток времени произошло такое изменение в распределении представителей морской фауны, какое связывается обыкновенно с представлением о долгих геологических промежутках».
После 40-х годов появились признаки начала похолодания. " Через некоторое время стала заметной реакция ледников, кото- / рые во многих частях Земли перешли в наступание или замед- i лили отступание. Исследование 73 небольших (а следовательно, > быстро реагирующих на изменения климата) ледников в Кас- J кадных и Олимпийских горах США в 1953—1955 гг. показало, ; что 50 из них находилось в стадии наступания, 14 увеличивали  свою мощность, а 7 находились в стационарном состоянии [255]. ; Ледник Нискуолли прекратил отступание в 1945 г., а в 1953 г.
374
Глава 10. Голоцен
начал активно наступать. В 1975 г. начал бурно наступать ледник Мьюир в районе залива Глейшер (59° с. ш., Аляска), который с 1880 г. отступил более чем на 35 км. После 1945 г. произошло некоторое увеличение площади распространения арктических льдов. Они стали чаще появляться у берегов Исландии, а в последние годы стали отмечаться случаи появления дрейфующих льдов в морях между Норвегией и Исландией.
Как ни убедительны все эти многочисленные факты, свидетельствующие об изменении климата за последние 100 лет, они еще ничего не говорят о том, чем вызваны эти изменения. Мало того, они не позволяют даже получить сколько-нибудь законченную качественную картину этих изменений, поскольку для обширных районов земного шара мы имеем слишком мало данных.
Описанные изменения могут быть результатом аномалий в процессах перераспределения энергии между различными районами земного шара. Так, например, могло измениться положение по долготе высотных барических ложбин — этих основных каналов, по которым происходит обмен теплом между высокими и низкими широтами, или их интенсивность. С другой стороны, изменения климата могли быть вызваны изменениями притока солнечного тепла ко всей системе океан—суша—атмосфера. Ответить на этот вопрос можно лишь путем анализа прямых регулярных наблюдений достаточно густой и равномерной сети метеорологических станций. Такой сети до сих пор не существует. На широких акваториях Тихого и Южного океанов станции, ведущие наблюдения, очень редки, в других районах (например, в Антарктиде) они организованы сравнительно недавно. Тем не менее, попытки просуммировать по площади происходящие изменения температуры воздуха неоднократно делались и дали интересные результаты.
На рис. 10.20 показан ход средних взвешенных по площади отклонений температуры в северном полушарии от нормы за 1881—1959 гг. [28]. Бросаются в глаза резкие короткопериодные флюктуации, характеризующие междугодичиую изменчивость теплового состояния атмосферы северного полушария. Однако эти флюктуации не могут скрыть долгопериодную тенденцию к повышению температуры, существовавшую примерно до конца 30-х — начала 40-х годов, после чего она изменила знак на обратный.
В 1950 г. Г. Виллетт [302] получил осреднениые по пятилетиям изменения температуры воздуха для всего земного шара, начиная с середины 40-х годов прошлого столетия и до 1939 г. Его ряд накопленных последовательных разностей температуры между пятилетиями, вскрывающий и иллюстрирующий глобальное потепление, был несколько видоизменен и продлен Дж. Митчеллом [238, 239]. Видоизменения носили методический харак
§ 10.4. Потепление XX века и современная тенденция
375
тер и сводились к тому, что Дж. Митчелл, осредняя изменения температуры по 10-градусным широтным зонам, учитывал, в отличие от Г. Виллетта, площади этих зон. На рис. 10.21 показан ход температуры, полученный Дж. Митчеллом для всего земного шара в среднем за год и за зимний сезон.
1890	1900	1910	1920 1930	1990	1950	1960
Рис. 10.20. Отклонения приземной температуры воздуха в северном полушарии от средней за период 1881—1959 гг. за январь (а) и год (б) [28].
Можно считать, что результаты, полученные Дж. Митчеллом, надежны для периода с 1882 г. Они основаны на результатах наблюдений большого числа станций (в некоторые пятилетия до 179 станций). Рисунок показывает, что начиная с 1880-х годов происходило глобальное повышение температуры. Оно продолжалось до начала 40-х годов XX в., после чего температура стала понижаться.
Дж. Митчелл подсчитал также изменения температуры отдельно для северного и южного полушарий (рис. 10.22), причем для северного полушария в двух вариантах: для широт 0—60 и 0—80°. Кривая для пояса 0—80° с. ш. продлена нами вплоть до 1972 г. по данным В. Бринкмана [116], который использовал наблюдения 198 станций.
376
Глава 10. Голоцен
Из рисунка видно, что потепление затронуло в значительно большей степени северное полушарие и особенно его высокие широты. Интересно, что потепление в высоких широтах северного полушария стало прогрессировать примерно с 1920 г. Согласно Дж. Митчеллу, потепление коснулось и южного полушария, но в значительно меньшей степени. Надо, однако, иметь
Рис. 10.21. Изменения температуры воздуха на земном шаре за год (а) и зимний сезон (б) [238].
/ — кривые г. Виллетта, 2 — кривые Дж. Митчелла (с учетом площади отдельных широтных зон).
в виду, что в южном полушарии находится лишь около !/з всех использованных Дж. Митчеллом станций. Из рисунков Дж. Митчелла видно, что хотя общая тенденция к повышению температуры до 40-х годов в обоих полушариях была одинаковой, кратковременные изменения могли происходить как синфазно, так и противофазно.
Тенденция к понижению температуры в северном полушарии после максимума потепления в 40-х годах хорошо иллюстрируется результатами В. Старра и А. Оорта [278] (рис. 10.23). Они использовали небольшой ряд наблюдений, но кроме приземных температур подвергли анализу изменения температуры также и в тропосфере и получили осредненные по массе значения. Согласно их расчетам, за период 1958—1963 гг. средняя температура северного полушария упала на 0,6°С. Впоследствии подобные расчеты не только для северного, но и для
§ 10.4. Потепление XX века и современная тенденция
377
южного полушария выполнили Дж. Энджелл и Дж. Коршовер [100], которые использовали данные 63 аэрологических станций за период с 1958 по 1976 г. Согласно их результатам, с 1959
Рис. 10.22. Изменения температуры отдельно для северного и южного полушарий за год (а) и зимний сезон (б) [238].
по 1965 г. в среднем на всем земном шаре похолодало также на 0,6° С, причем в северном полушарии несколько сильнее, чем в южном. С 1965 г. в северном полушарии почти не произошло изменений средней по массе температуры, тогда как в южном полушарии атмосфера нагрелась на 0,2° С.
Если выводы Дж. Митчелла для северного полушария принимаются подавляющим большинством исследователей, то полученные им тенденции для южного полушария подвергаются
13 Заказ № 1742
378
Глава 10. Голоцен
сомнению. Действительно, та малая часть использованных им станций, которая расположена в южном полушарии, в основном лежит севернее 45° ю. ш. и, естественно, не может дать тенденции для всего полушария. Но даже в пределах до 45° ю. ш. использование большего числа станций приводит к противоречащим результатам. Так, если согласно Дж. Митчеллу температура воздуха на Земле с 1880-х годов до начала 40-х годов этого столетия повысилась на 0,6° С, а к 1970 г. упала на 0,3° С, то, например, для Австралии Э. Дикон [136] обнаружил, скорее,
Рис. 10.23. Изменения взвешенной по массе температуры воздуха в северном полушарии за 1958—1963 гг. [278].
противоположную тенденцию. Согласно его вычислениям, в юго-восточной Австралии с 1890 по 1940 г. произошло понижение температуры примерно на 1°С, а между 1940 и 1950 г. произошло выравнивание тенденции или даже небольшое повышение температуры. Последние данные [290] за 1957—1973 гг. для Австралии показали, что никакой общей тенденции к понижению температуры в Австралии нет, наоборот, средние годовые температуры, полученные по данным 30 австралийских станций, свидетельствуют, скорее, о повышении температуры. К тому же результату приводит анализ изменений температуры на побережье Антарктиды по данным 7 прибрежных антарктических станций.
Анализ результатов наблюдений на новозеландских станциях, протянувшихся между 34 и 47° ю. ш., показал, что в общем с 1880 по 1900 г. происходило похолодание, период 1900— 1935 гг. был самым холодным за всю историю наблюдений. В течение 1935—1970 гг. температура в Новой Зеландии повысилась примерно на 1°С, а самым теплым за все время наблюдений был 1971 г. [266].
§ 10.4. Потепление XX века и совремейная тенденция
379
Тщательное исследование тенденции температуры воздуха в южном полушарии провели недавно П. Деймон и С. Кунен [129], Они использовали данные 57 станций, причем осреднение производили по солнечным циклам за период с 1943 по 1974 г. Для всего южного полушария за эти 30 лет они получили повышение температуры на 0,04° С, что, естественно, незначимо. Их заключение таково: за последние 30 лет, когда в северном полушарии происходило заметное похолодание, в южном полушарии никакой тенденции изменения температуры не наблюдалось. Однако из использованных ими 57 станций 53 расположены к северу от 45° ю. ш., и, таким образом, этот вывод относится только к этой части полушария. Для различных секторов они получили значимые изменения температуры, которые взаимно уравновешиваются. Так, в субэкваториальной Африке за этот период происходило понижение температуры, замедляющееся с течением времени. В Южной Америке похолодание от первого солнечного цикла ко второму сменилось потеплением от второго к третьему. В Австралии и Новой Зеландии за этот период наблюдалось повышение температуры. Что касается высоких широт южного полушария, то обработка данных 14 станций, расположенных в Антарктиде и на субантарктических островах, за четыре пятилетия с 1955 по 1974 г. показала от пятилетия 1957 г. к пятилетию 1962 г. похолодание на 0,12° С, а затем потепление на 0,37° С. Анализ изменений температуры для различных широтных поясов показывает, что тенденция к повышению температуры возрастает с увеличением широты.
Разноречия в температурных климатических трендах XX в. в северном и южном полушариях требуют дальнейшего анализа. Сейчас мы уверены лишь в одном: в северном полушарии в первую половину XX в. было потепление, которое затем сменилось похолоданием. Что будет дальше, в ближайшие десятилетия и столетия, мы уверенно ответить сейчас не можем, но пути создания методов для ответа на этот и другие аналогичные вопросы уже найдены (см. предисловие).
Список литературы
1. Авенариус И. Г., Муратова М. В., Спасская И. И. Палеогеография Северной Евразии в верхнем плейстоцене— голоцене и проблема долгосрочного географического прогноза.— В кн.: Проблемы общей физической географии и палеогеографии. М., Изд-во МГУ, 1976, с. 329—342.
. 2. Агафонова Е. Г., Галеркин Л. И., Монин А. С. О происхождении термохалинной циркуляции в океане.—Океанология, 1972, № 6, с. 950—955.
3. Агафонова Е. Г., Галеркин Л. И., Монин А. С. Статистика температуры и солености поверхности Мирового океана.— ДАН СССР, 1975, т. 221, № 1, с. 205—208.
!>
. 4. Анализ изменения уровня Каспийского моря как одного из показателей глобального водообмена.— В кн.: Проблемы палеогидрологии. М., «Наука», 1976, с. 191—213. Авт.: Г. П. Калинин, Р. К. Клиге, О. А. Леонтьев, В. А. Шлейников.
5.	Асеев А. А. Древние материковые оледенения Европы. М., «Наука», 1974. 319 с.
6.	Аэроклиматический справочник характеристик ветра в узлах координатной сетки северного полушария на изобарических поверхностях. Под ред. И. Г. Гутермана. М., Гидрометеоиздат, 1965, 172 с.
7.	Аэроклиматический справочник характеристик ветра в узлах координатной сетки южного полушария на изобарических поверхностях. Под ред. И. Г. Гутермана. М., Гидрометеоиздат, 1972. 112 с.
8.	Баулин В. В., Белопухов Е. Б., Дубинов Г. И. История разви-
• тия мерзлоты Западной Сибири в голоцене.— В кн.; Природно-климатические изменения в плейстоцене и голоцене. Мат-лы Советско-американского совещания по палеоклиматологии. Москва, 16—25 ноября 1976 г. М„ 1976.
9.	Берг Л. С. Климат и жизнь. М. ОГИЗ, 1947, 356 с.
10.	Берг Л. С. Физико-географические (ландшафтные) зоны СССР. Ч. 1. 2-е изд. Л., Изд. ЛГУ, 1936. 427 с.
11.	Борисенков Е. П. Климат и его изменения. М., «Знание», 1976. 64 с.
12.	Боярская Т. Д. Растительность СССР во время максимального оледенения и в мгннскую межледниковую эпоху.— В ки.: Палеогеография четвертичного периода. Под ред. Г. И. Лазукова. М. Изд. МГУ, 1965, с. 19—35.
13.	Брент Д. Физическая и динамическая метеорология. Пер. с англ, под ред. Б. И. Извекова. Л.— М., Гидрометеоиздат, 1938. 399 с.
14.	Бреслав С. А., 3 аррина Е. П., Краснов И. М. Периодизация и геохронология позднего плейстоцена северо-запада европейской части СССР.— В кн.: Проблемы периодизации плейстоцена. Мат-лы симпозиума, 16—19 ноября 1970. Л., Изд. Геогр. об-ва СССР, 1971, с. 124—138.
15.	Бучинский И. Е. О климате прошлого Русской равнины. 2-е изд. Л., Гидрометеоиздат, 1957. 142 с.
16.	Введение в физику Луны. М., Наука, 1969. 311 с. Авт.: В. Н. Жарков, В. А. Паньков, А. А. Калачников, А. И. Оснач.
17.	Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. М., «Наука», 1967, 216 с.
Список литературы
381
18.	Виноградов О. Н., Живаго А. В. Батиметрическая карта Антарктики. М, ГУ ГК, 1974.
19.	В ул ис И. Л. Мон пн А. С. О доступной потенциальной энергии океана,—ДАН СССР, 1975, т. 221, № 3, с. 597—600.
20.	Гаврилин Б. Л., Мирабель А. П„ Монин А, С. О спектре энергии синоптических процессов.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1972, т. 8, № 5, с. 483—493.
21.	Гвирцман Г. Поздневюрмское снижение температур Ближнего Востока на 15° С. Данные по древней снеговой линии горы Хермон, Дже-бель-Катарина, Синай.— В кн.: 23-й Межд. геогр. конгресс. Т. 2. Климатология, гидрология, гляциология. М., 1976, с. 275—279.
22.	Геология Балтийского моря. Под ред. В. К. Гуделис, Е. М. Емельянова. Вильнюс, Изд-во «Мокслас», 1976, 383 с.
23.	Геохронология периодизация плейстоцена северо-запада Русской равнины.— В кн.: Проблемы периодизации плейстоцена. Мат-лы симпозиума, 16—19 ноября 1970 г. Л., Изд. Геогр. об-ва СССР, 1971, с. 138—167. Авт.: М. Е. Вигдорчик, В. Г. Ауслендер, П. М. Долуханов, О. М. Знаменская, В. С. Резник, Д. А. Агранова, Л. А. Гайгерова.
24.	Голицын Г. С. Введение в динамику планетных атмосфер. Л., Гидро-метеоиздат, 1973. 104 с.
25.	Г р и ч у к В. П. Основные этапы истории растительности юго-запада Русской равнины в позднем плейстоцене.— В кн.: Палинология плейстоцена. М„ 1972, с. 9—54.
26.	Гуделис В. К- Современные, после- и позднеледниковые движения земной коры Прибалтики (сравнительный анализ).— В кн.: Современные движения земной коры, № 5, Тарту, Изд. АН ЭстССР, 1973, с. 291—301.
27.	Долуханов П. М. Стратиграфия и геохронология плейстоцена ГДР.'— В кн.: Проблемы периодизации плейстоцена. Мат-лы симпозиума, 16— 19 ноября 1970 г. Л., Изд. Геогр. об-ва СССР, 1971, с. 180—184.
28.	Дроздов О. А., Полозова Л. Г., Рубинштейн Е. С. О структуре современных колебаний климата.— В ки.: Физическая и динамическая климатология. Мат-лы симпозиума по физической и динамической климатологии. Ленинград, август 1971 г. Л., Гидрометеоиздат, 1974, с. 331—338.
29.	Д у б е н ц о в В. Р. Основные особенности распределения температуры в атмосфере в различные сезоны.— Метеорология и гидрология, 1961, № 9, с. 3—12. .
30.	Зоненшайн Л. П. Реконструкция палеозойских океанов.— В ки.: Дрейф континентов. М., «Наука», 1976, с. 28—71.
31.	Зубаков В. А. К столетию ледниковой теории—обзор ее современного состояния.— «Изв. Всесоюз, геогр. об-ва», 1977, т 109, вып. 1, с. 11—20.
32.	Зубаков В. А. Хронология климатических колебаний плейстоцена в Западной Сибири.— В кн.: Палеогеография и перигляциальные явления плейстоцена. М., «Наука», 1975, с. 101—113.
33.	Зубов Н. Н. Льды Арктики. М., Изд-во Главсевморпути, 1945. 360 с.
34.	Изотопно-кислородные исследования 500-метрового ледяного керна из сква- жины станции Восток.— Информ, бюлл. Сов. антаркт. экспедиции, 1975, № 90, с. 39—49. Авт.: Н. И. Барков, Ф. Г. Гордиенко, Е. С. Короткевич, В. М. Котляков. I	'	s* ! J.  .5 • ь U а . J
382
Список литературы
35.	Казанский Ю. П., Катаева В. Н., Шугурова Н. А. Опыт изучения состава газовой и жидкой фаз включений как реликтов древиих атмосфер и гидросфер.— Геология и геофизика СО АН СССР, 1969, № 11, с. 39—43.
36.	Калесник С. В. Очерки гляциологии. М., Географгиз, 1963. 552 с.
37.	К а п и ц а А. П. Подледный рельеф Антарктиды. М., «Наука», 1968. 100 с.
38.	Квасов Д. Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Л., «Наука», 1975. 278 с.
39.	Квасов Д. Д., Б а к а и о в а И. П., Давыдова Н. Н. Основные вопросы поздиеледниковрй истории Восточной Балтики.— Baltica, 1970, № 4, с. 65—92.,
40.	К е о и д ж я и В. П., Монин А. С. Модель гравитационной дифференциации недр планет.— ДАН СССР, 1975, т. 220, № 4, с. 825—828.
41.	Книпович Н. М. О термических условиях Варенцова моря в конце мая 1921 г.— Бюлл. Росс, гидрол. ин-та, 1921, № 9, с. 10—12.
42.	Колесникова В. Н., Монин А. С. О междугодичной изменчивости метеорологических элементов.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1966, т. 2, № 2, с. 113—120.
43.	Котляков В. М. Снежный покров Земли и ледники. Л., Гидрометео-издат, 1968. 479 с.
44.	Котляков В. М. Климат Центральной Антарктиды за 50 тысяч лет.— Земля и Вселенная, 1976, № 5, с. 38—39.
45.	Кропоткин П. Н. Механизм движений земной коры.— Геотектоника, 1967, № 5, с. 25—40.
46.	Л ю б и м о в а Е. А. Термика Земли и Луны. М., «Наука», 1968. 279 с.
47.	М а г и д о в и ч И. П. Очерки по истории географических открытий. М., «Просвещение», 1967. 714 с.
48.	Марков К. К. Главные изменения природы поверхности Земли в голоцене.— В кн.: Палеогеография четвертичного периода. М., Изд. МГУ, 1965, с. 5—18.
49.	Марков К. К., Л а з у к о в Г. И., Николаев В. А. Четвертичный период. Т. 1. М., Изд. МГУ, 1965. 371 с.
50.	М а р к о в К. К., Л а зуков Г. И., Николаев В. А. Четвертичный период. Т. 2. М., Изд. МГУ, 1965. 435 с.
51.	Марков К. К., Величко А. А. Четвертичный период. Т. 3. М., «Недра», 1967. 440 с.
52.	М а р х и н и и Е. К. Роль вулканических продуктов в формировании земной коры.— В кп.: Современный вулканизм. М., «Наука», 1966, с. 109—• 117.
53.	М а с с о н В. М., Кияткииа Т. П. Человек иа заре урбанизации.— Природа, 1976, № 4, с. 32—47.
54.	М о н и и А. С. Вращение Земли и климат. Л., Гидрометеоиздат, 1972. 112 с.
55,	Монин А. С, История Земли. Л., «Наука», 1977. 228 с. ---- ‘
Список литературы
383
56.	М о и и н А. С. Прогноз погоды как задача физики. М., «Наука», 1969. 184 с.
57.	М о и и и А. С., Нейман В. Г., Ф и л ю ш к и и Б. Н. О стратификации плотности в океане.— ДАН СССР, 1970, т. 191, № 6, с. 1277—1279.
58.	М у р а т о в а М. В. История развития растительности и климата юго-восточной Чукотки в иеоген-плейстоцене. М., «Наука», 1973. 135 с.
59.	Найдин Д. П., Тейс Р. В., Задорожный И. К. Некоторые новые данные о температурах маастрихтских бассейнов Русской платформы и сопредельных областей по изотопному составу кислорода в рострах белемнитов.— Геохимия, 1964, № 10, с. 971—979.
60.	Найдии Д. П., Тейс Р. В., Чупахин М. С. Определение климатических условий некоторых районов СССР в верхиемеловую эпоху методом изотопной палеотермометрии.— Геохимия, 1956, № 8, с. 23—34.
61.	Некрасов И. А. Криолитозона северного полушария Земли.— В ки.: Геокриологические исследования. Якутск, Якутское книжное изд-во, 1971, с. 146—152.
62.	Определение палеотемператур, в частности температур верхнего мела Англии, Дании, Юго-восточных штатов США.— В кн.: Изотопы в геологии. М„ ИЛ, 1954, с. 543—572. Авт.: Г. Юри, Г. Лоуэиштам, С. Эпштейн, К. Мак-Кинни.
63.	Палеогеография Европы в позднем плейстоцене. Реконструкции и моделц. К IX Конгрессу Междун. ассоц. по изучению четвертичного периода. Под ред. И. П. Герасимова. М., 1973. 259 с.
64.	Природно-климатические изменения в плейстоцене и голоцене. Мат-лы Советско-американского совещания по палеоклиматологии, 16—25 ноября 1976 г. М„ 1976. 238 с.
65.	Проблемы палеогеографии и стратиграфии отложений валдайского оледенения северо-запада Русской равнины.— В ки.: Проблемы периодизации плейстоцена. Мат-лы симпозиума, 16—19 ноября 1970 г. Л., Изд. Геогр. об-ва СССР, 1971, с. 212—222. Авт.: Н. С. Чеботарева, В. П. Гричук, А. А. Фаустова, И. А. Данилова-Макарычева, А. А. Гузман.
66.	Р а у к а с А. В., Ряхи и Э. Э., Мий де л А. М. Краевые ледниковые образования Северной Эстонии. Таллин, «Валгус», 1971. 226 с.
67.	Р о и о в А. Б. Вулканизм, карбонатонакопление, жизнь (закономерности глобальной геохимии углерода).— Геохимия, 1976, № 8, с. 1252—1277.
68.	Р о н о в А. Б., Я р о ш е в с к и й А. А. Новая модель химического строения земной коры.— Геохимия, 1976, № 12, с. 1763—1795.
69.	Ру скол Е. Л. Происхождение Луны. М., «Наука», 1975. 188 с.
70.	Рух ин Л. Б., Основы общей палеогеографии. Л., Гостоптехиздат, 1962. 628 с.
71.	Сафронов В. С. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет. М., «Наука», 1969. 244 с.
72.	Сергин В. Я., Сергии С. Я. Связи геофизических систем, формирующих климат в различных временных масштабах.— В кн.: Физическая и динамическая климатология. Мат-лы симпозиума по физической и динамической климатологии. Ленинград, август 1971 г. Л. Гидрометеоиздат, 1974, с. 350—358.
73.	С е р е б р я и и ы й Л. Р. Эволюция покровного оледенения Европы в плейстоцене.— В кн.: Проблемы палеогидрологии. М., «Наука», 1976, с. 161—173.
384
Список литературы
74.	Синицын В. М. Введение в палеоклиматологию. Л., «Недра», 1967. 232 с.
75.	СорохтинО. Г. Глобальная эволюция Земли. М., «Наука», 1974. 184 с.
76.	Степанов В. Н. Мировой океан. М., «Знание», 1974. 255 с.
77.	Тейс Р. В., Чупахин М. С., Найдин Д. П. Определение палеотемператур по изотопному составу кислорода в кальците раковин некоторых меловых ископаемых Крыма.— Геохимия, 1957, № 4, с. 271—277.
78.	Тихонов А. Н., Любимова Е. А., Власов В. К. Об эволюции зон плавления в термической истории Земли.— ДАН СССР, 1969, т. 188, № 2, с. 338—341.
79.	У с п е н с к и й С. М. «Потепление» Арктики и фауна высоких широт.— Природа, 1963, № 2, с. 48—53. '*
80.	X о д а к о в В. Г. Снега и льды Земли. М., «Наука», 1969. 164 с.
81.	X р г и а н А. X. Физика атмосферы. Л., Гидрометеоиздат. Т. 1. 1978. 248 с.; Т. 2. 1978. 320 с.
82.	X р о м о в С. П. Географическое распространение муссонов.— Изв. Все-союз. географ, об-ва, 1957, т. 89, № 1, с. 7—13.
83.	Чеботарева Н. С., Макарычева И. А. Последнее оледенение Европы и его геохронология. М., «Наука», 1974. 216 с.
84.	Чумаков Н. М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды (проблемы докембрийских оледенений).— Труды Геол, ин-та АН СССР, 1978, вып. 308. 202 с.
85.	Ш ар аф Ш. Г., Б удникова Н. А. Вековые изменения орбиты Земли и астрономическая теория колебаний климата.— Труды Ин-та теор. астрономии АН СССР, 1969, вып. 14, с. 48—85.
86.	Ш а р а ф Ш. Г., Будникова Н. А. Колебания солнечного облучения Земли, вызванные вековыми изменениями элементов земной орбиты.— ДАН СССР, 1968, т. 182, № 2, с. 291—293.
87.	Ш а р а ф Ш. Г., Б у д н и к о в а Н. А. О вековых изменениях элементов орбиты Земли, влияющих на климаты геологического прошлого.— Бюлл. Ин-та теор. астрономии АН СССР, 1967, т. 11, № 4(127), с. 231—261.
88.	Ш а р б а т я н А. А., Шумский П. А. К эволюции криосферы Земли.— В кн.-. Проблемы палеогидрологии. М., «Наука», 1976, с. 143—160.
89.	Ш в е ц о в П. Ф. Мерзлые слои земные, их распространение и значение. М„ Изд. АН СССР, 1963. 102 с.
90.	Шильников В. И. Айсберги.— Атлас Антарктики. Т. 2. Л., Гидрометеоиздат, 1969, с. 455—465.
91.	Шкловский И. С. Звезды: их рождение, жизнь и смерть. М., «Наука», 1975. 368 с.
92.	Шумский П. А. Оледенение Антарктиды.— Атлас Антарктики. Т. 2. Л., Гидрометеоиздат, 1969, с. 367—398.
93.	Шумский П. А., Кренке А. Н. Современное оледенение Земли и его изменения.— Геофиз. бюлл., 1964, № 14, с. 128—158.
94.	А 1 b г е с h t F. Ober die Warme—and Wasserbilanz der Erde.— Ann. Meteor., 1949, 2, S. 129—143.
95.	A 1 f v e n H. The early history of the moon and the earth.— Icarus, 1963, 1, p. 357—363.
Список литературы
385
96.	Aller L. H. Atoms, stars and nebulae. Rev. ed. Carnbr. (Mass.). Harvard Univ Press, 1971, 351 p.
(Алл ер Л. Атомы, звезды и туманности. М„ «Мир», 1976 352 с.).
97.	Andersen S. Т. Vegetation and its environment in Denmark in the Early Weichselian Glacial (Last Glacial). Danmarks Geologiske Un-dersogelse, Raekke, 1961, 2, N 75, 176 p.
98.	Andrews J. T., Dugdale R. E. Quaternary history of Northern Cumberland Peninsula, Baffin Island, N. W. T.: Pt. 5. Factors affecting corrie glacierization in Okoa Bay.— Quat. Res., 197), vol. 1, N 4, p. 532—551.
Andrews J. T., Mahaffy M. A. W. Growth rate of the Laurentide ice sheet and sea level lowering' (with emphasis on the 115000 BP sea level low).—Quat. Res., 1976, vol. 6, p. 167—183.
Angell J. K., Korsho ver J. Estimate of the global change in temperature, surface to 100 mb, between 1958 and 1975,_ Month. Weath. Rev. 1977, vol. 105, p. 375—385.
Arakawa H. Change of climate as revealed by the blossoming data of the cherry blossoms at Kyoto —J. Meteor., 1956, v0[. 13, N 6, p. 599—600.
Arrhenius S. On the influence of carbonic acid in the air upon the temperature of the ground.—Philosoph. Mag., 1896, voj 41, 5lh Ser., N 251, p. 237—275.
Auer W. The pleistocene of Fuego-Patagonia. Pt. 2, The History of the Flora and Vegetation —Ann. Acad. Sci. Fenn., Ser. д HI. Geol.-Geogr., 1958, N 50, 239 p.
104 Bakker R. T. Dinosaur renaissance —Sci. Amer. 1975, vo[ 232, N 4, ' p. 58—79.
Baranowski S., Karlen W. Remnants of Viking p,ge tundra in Spitzbergen and Northern Scandinavia.— Geogr. Annaler, jg7g, v0[ 58A, N 1—2, p. 35—40.
Mahaffy M. A. Continental ice 107K, voj 190, bj 4218> p 97g_
99.
,100.
101.
102.
103.
105.
106.
Barry R. G., Andrews J. T., I' sheets: conditions for growth.—Science, 1975, 981.
Bauer A. The balance of the Greenland 1955, vol. 2, N 17, p. 456 462.
109 Berkner L. V., Marshall L. C. On the ---e--concentration in the earth’s atmosphere.—J. Atm. Sci., p. 225—261.
108. Berkner L. V, i' '	"	-.-----,"7( "’c? -
tion in a primitive planetary atmosphere.—J. Atm. Sci., jggg, v0[ N 2, p. 133—143.
110 Bjerknes J. Atmosphere — ocean interactions during the “Little Ice Age” (17th to 19th centuries A. D.).—WMO Tech. Note, 1965, N 66, p. 77—88.
Ill Blytt A. G. Essays on the immigration of Norwegian f[Ora during al-' ternating rainy and dry periods.—A. Cammermeyer, Christiania (Oslo),
1876. 89 p.
119 Bonatti E. North Mediterranean climate during the last Wurm glaciation.— Nature, 1966, vol. 209, N 5027, p. 984—985.
107.
ice sheets j Glaciology,
originand rjse of 0Xygen
— 1965, vol. 22,
Marshall Ц C Limitation on oXygen concentra-
П1ЯПРТЯГЛ7 nimficnhoro __ I Atm Co! °	_
386
Список литературы
113.	Bowen R. Palaeotemperature analysis. Amsterdam a. o., Elsevier, 1966. 265 p.
(Боуэн P. Палеотемпературный анализ. M., «Недра», 1969. 207 с.).
114.	Bowen R., Fontes J. C. Paleotemperatures indiquees par 1’analyse isotopique de fossiles du Cretace inferieur des Hautes Alpes (France).— Experientia, 1963, vol. 19, p. 268—275.
115.	Brinkmann W. A. R. Surface temperature trend for the Northern Hemisphere — updated.— Quat. Res., 1976, vol. 6, N 3, p. 355—358.
117.	Brooks С. E. P. Climate through the ages. A study of the climatic factors and their variations. 2nd. rev. ed., N. Y., Dover, 1970. 395 p. (Б p у к с 4. Климаты прошлого. M., ИЛ, 1952. 357 с.).
118.	Cermak V. Underground temperature and inferred climatic temperature of the past millenium.—>Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 1971, vol. 10, № 1, p. 1—19.
119.	Charlesworth J. K. The Quaternary Era with special reference to its glaciation. Vol. 1—2, London, Arnold, 1957. 1700 p.
120.	Clark D. L. Arctic Ocean ice cover and its late Cenozoic history.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, vol. 82, N 12, p. 3314—3324.
121.	Climap Project Members. The surface of the ice-age earth.— Science, vol. 191, N 4232, p. 1131 — 1137.
122.	Climatic changes, Norsemen and modern man.— Nature, 1975, vol. 255, N 5508, p. 24—28. Aut.: W. Dansgaard, S. J. Johnsen, N. Reeh, N. Gun-derstrup, H. B. Clausen, C. U. Cammer.
123.	Climatic Record revealed by the Camp Century ice core.— In: The late Cenozoic glacial ages. Ed. K. Turekian. N. Haven, London, 1971, p. 37—56. Aut.: W. Dansgaard, S. J. Johnsen, H. B. Clausen, С. C. Langway, Jr.
124.	Cloud P. E„ Jr. Atmospheric and hydrospheric evolution on the primitive earth.— Science, 1968, vol. 160, p. 729—736.
125.	Coope G. R., S a n d s С. H. S. Insect faunas of the last glaciation from the Tame Valley, Warwickshire.— Roy. Soc. London, Proc., Sec. B„ 1966, vol. 165, p. 389—412.
126.	Cooper J. A., R i c h a r d s J. R., S t а с e у F. D. Possible new evidence bearing on the lunar capture hypothesis.—Nature, 1967, vol. 215, N 5107, p. 1256.
127.	Crowell J. C., Frakes L. A. Late Paleozoic glaciation. Pt. 4: Australia.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, vol. 82, N 9, p. 2515—2540.
128.	Crowell J. C., Frakes L. A. Late Paleozoic glaciation. Pt. 5: Karroo Basin, South Africa.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1972, vol. 83, N 10, p. 2887—2912.
129.	Damon P. E., Kunen S. M. Global cooling?—Science, 1976, vol. 193, N 4252, p. 447—453.
130.	Dansgaard W. The Ols—abundance in fresh water.— Geochim. Cos-mochim. Acta, 1954, vol. 6, N 5/6, p. 241—260.
131.	Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation.— Tellus, 1964, vol. 16, N 4, p. 436—468.
132.	Darwin G. H. On the precession of a viscous spheroid and on the remote history of the Earth.— Phil. Trans. Roy. Soc., London, 1879, vol 170, p. 447—530.	.	. ...
Список литературы
387
133.	Darwin G. Н. On the secular change in the elements of the orbit of a satellite revolving about a tidally distorted planet.— Phil. Trans. Roy. Soc., London, 1880, vol. 171, p. 713—891.
134.	Das Alter des „Grenzhorisonts" norddeutscher Hochmoore nach Radio-carbon-Datierungen.— Flora, 1957, Bd. 145, H. 1/2, S. 38—71. Aut: F. Overbeck, К. O. Miinnich, L. Aletsee, F. R. Averdieck.
135.	Davis M. B. Three pollen diagrams from central Massachusetts.— Amer. J. Sci., 1958, vol. 256, p. 540—570.
136.	Deacon E. L. Climatic change in Australia since 1880.— Aust. J. Phys., 1953, vol. 6, N 2, p. 209—218.
137.	Denton G. H., Armstrong R. L. Miocene-Pliocene glaciations in Southern Alaska.— Amer. J. Sci., 1969, vol. 267, N 10, p. 1121—1142.
138.	D e n t о n G. H., Armstrong R. L., S t u i v e r M. The late Cenozoic glacial history of Antarctica.— In: The late Cenozoic glacial ages. Ed. K. Turekian. Yale Univ. Press, N. Haven, London, 1971, p. 267—306.
139.	Denton G. H., Karlen W. Holocene climatic changes, their pattern and possible cause.— Quat. Res., 1973, vol. 3, p. 155—205.
140.	Dietz R. S., H о 1 d e n J. C. Reconstruction of Pangaea: breakup and dispersion of continents, Permian to present.— J. Geophys. Res., 1970, vol. 75, p. 4939—4956.
141.	Dreimanis A. Mid-Wiskonsin of the Eastern Great Lakes and St. Lawrence region, North America.— Eiszeitalter u. Gegenwart, 1973, Bd. 23/24, S. 377—379.
142.	D r e i m a n i s A., Karrow P. F. Glacial history of the Great Lakes — St. Lawrence region, the classification of the Wisconsin Stage and its correlatives.— In: Intern. Geol, Cong., 24th, Montreal, 1972, Proc., sec. 12, 1972, p. 5—15.
143.	Du Toil A. L. The geology of South Africa. 3d ed., London, Oliver and Boyd, 1954. 611 p.
(Дю T о й т А. Геология Южной Африки. M., ИЛ, 1957. 491 с.)
144.	Eberl В. Die Eiszeitenfolge im nordlichen Alpenvorlande. Ihr Ablauf, ihre Chronologic auf Grund der Aufnahmen im Bereich des Lech — und Illergletschers. Augsburg, B. Filsner, 1930, 428 S.
145.	Egyed L. A new dynamic conception of the internal constitution of the Earth.— Geol. Rundsch., 1957, Bd. 46, S. 101—121.
146.	Emiliani C. The temperature decrease of surface seawater in high latitudes and of abyssal water in open oceanic basins during the past 75 million years.— Deep Sea Res., 1961, vol. 8, p. 144—147.
147.	Epstein S., Sharp R. P., Gow A. J. Antarctic ice sheet: stable isotope analyses of Byrd station cores and interhemispheric climatic implications.— Science, 1970, vol. 168, N 3939, p. 1570—1572.
148.	Ewing M., D о n n W. L. A theory of ice ages.— Science, 1956, vol. 123, N 3207, p. 1061—1066.
149.	Ewing M., Donn W. L. A theory of ice ages, II.— Science, 1958, vol. 127, N 3307, p. 1159—1162.
150.	Experimental investigations of the spectrum of thermal convective motions in rotating annulus. Article 2B., Final Report, Contract AF 19 (604)—8361. Dept. Geophys. Sci., Univ. Chicago, 1964. Aut.: D. Fultz, J. Kaiser, M. Fain, R. E. Kaylor, J. Weil.
388
Список литературы
151.	Fairbridge R. W. Eustatic changes in sea level.— In: Physics and chemistry of the Earth. Eds. L. H. Ahrens, F. Press, K. Rankama, S. K. Runcorn London — Oxf.— N. Y.— Paris, Pergamon Press, 1961, p. 99—185.
152.	Fillo n R. H. Deglaciation of the Labrador continental shelf.— Nature, 1975, vol. 253, N 5491, p. 429—431.
153.	Firbas F. Waldgeschichte Mitteleuropas. Bd. 1. Jena, Fischer, 1949. 480 S.
154.	Flint R. F. Glacial and quaternary geology. N. Y.— London — Sydney— Toronto, Wiley, 1971. 892 p.
155.	Flohn H. History and intransitivity of climate.— In: The physical basis of climate and climate modelling. GARP Publ. Ser., 1975, N 16, p. 106—118.	>
156.	Frenzel B. Die Klimaschwankungen des Eiszeitalters. Braunschweig, Vieweg, 1967. 291 S.
157.	Fristrup B. The Greenland ice cap. Seattle, Univ. Wash. Press., 1966. 312 p.
158.	Frakes L. A., Crowell J. C. Late Paleozoic Glaciation. Pt. 1: South America.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1969, vol. 80, N 6, p. 1007—1042.
159.	Frakes L. A., Crowell J. C. Late Paleozoic Glaciation. Pt. 2: Africa exclusive Karroo Basin.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1970, vol. 81, N 8, p. 2261—2286.
160.	Frakes L, A., Kemp E. M., Crowell J. C. Late Paleozoic Glaciation. Pt. 6: Asia.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1975, vol. 86, N 4, p. 454—464.
161.	Frakes L. A., Matthews J. L., Crowell J. C. Late Paleozoic glaciation. Pt. 3: Antarctica.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1971, vol. 82, N 6, p. 1581—1604.
162.	Gates L. W. Modeling the ice-age climate.— Science, 1976, vol. 191, N 4232, p. 1138—1144.
163.	Gathorne-Hardy G. M. The Norse discoverers of America. Oxf., Clarendon press, 1970. 304 p.
164.	G e r s t e и k о г и H. On the controversy over the effect of tidal friction upon the history of the earth-moon system.— Icarus, 1967, vol. 7, p. 160—167.
165.	Gerstenkorn H. The earliest past of the earth-moon system.— Icarus, 1969, vol. 11, p. 189—207.
166.	Gerstenkorn H. Ober Gezeitenreibung beim Zweikorperproblem.— Z. Astrophys., Bd 36, 1955, S. 245—274.
167.	G 1 u e c k a u f E. The composition of atmospheric air.— In: Compendium of meteorology. Boston (Mass.), Am. Met. Soc., 1951, p. 3—10.
168.	G о 1 d r e i c h P. History of the lunar orbit.— Rev. Geophys., 1966, vol. 4, p. 411—439.
(Голдрайх П. История лунной орбиты.— В кн.: Приливы и резонансы в солнечной системе. М., «Мир», 1975, с. 97—129.)
169.	Goody R. М., W а 1 k е г J. С. G. Atmospheres. Englewood Cliffs (N. J.), Prentice-Hall, 1972, 150 p.
(Гуди P., Уолкер Дж. Атмосферы. Пер. с англ, под ред. Г. И. Голышева. М., «Мир», 1975. 183 с.)	,	
Список литературы
389
170.	Gordon W. A. Marine life and ocean surface currents in the Cretaceous.—J. Geology, 1973, vol. 81, N 3, p. 269—284.
171.	Griffin J. B. Some correlations of climatic and cultural change in eastern North American Prehistory.— In: Solar variations, climatic change and related geophysical problems. Ed. R. Fairbridge. Ann. N. Y. Acad. Sci., 1961, vol. 95, Art. 1. p. 710—717.
(Гриффин Дж. Б. Некоторые связи между измеиеииями климата и культуры в предыстории востока Северной Америки.— В кн.: Солнечная активность и изменения климата. Ред. Р. У. Фейрбридж. Пер с англ, под ред. А. X. Хргиаиа. Л., Гидрометеоиздат, 1966, с. 343—353.)
172.	Grigal D. F., S е v е г s о п R. С., Goltz G. Е. Evidence of eolian activity in North-Central Minnesota 8000 to 5000 year ago.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1976, vol. 87, p. 1251 — 1254.
173.	Groves G. W. Dynamics of the Earth — Moon system.— In: Physics and astronomy of the Moon. Z. Kopal (ed). 2nd ed. N. Y.— London, Academic Press, 1971.
(Гровз Г. В. Динамика системы Земля — Луна.— В кн.: Физика и астрономия Лупы. Под ред. 3. Копала. Пер. с англ, под ред. Г. А. Лейкина. М., «Мир», 1973, с. 71—109.)
174.	Groves G. W., Munk W. A note on tidal friction.— J. Marine Res., 1958, vol. 7, p. 199—214.
175.	Hamilton W., Krinsley D. Upper Paleozoic Glacial Deposits of South Africa and Southern Australia.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1967, vol. 78, N 6, p. 783—800.
176.	Hansen B. L, Langway С. C., Jr. Deep core drilling in ice and core analysis at Camp Century. 1961—1966.— Antarctic J. U. S., 1966, vol. 1, N 5, p. 207—208.
177.	Hays J. D., Imbrie J., Shackleton N. J. Variations in the Earth’s orbit: pacemaker of the ice ages.— Science, 1976, vol. 194, N 4270, p. 1121—1132.
178.	Heiskanen W. Uber den Einfluss der Gezeiten auf die Sakulare Acceleration des Mondes.— Ann. Acad. Sci. Fennicae, 1921, Bd 18, S. 1—84.
179.	Heusser C. J. A pleistocene phytogeographical sketch of the Pacific North-West and Alaska.— In: The Quaternary of the United States. Eds. H. E. Wright, Jr., D. G. Frey. Princeton (N. J.), Princeton Univ. Press, 1965, p. 469—484.
(X e й с с e p К. Ботанико-географические исследования плейстоцена Аляски п северо-западного побережья Тихого океана.— В кн.: Четвертичный период в США. Т. 2. Пер. с англ, под ред. В. И. Громова. М. «Мир», 1969, с. 111—132.)
180.	Heusser С. J. Polar hemispheric correlation: palynological evidence from Chile and the Pacific North-West of America.— In: World climate
• from 8000 to 0 b. c. Proceedings of the Intern. Symp., London, 18—19 April. 1966. London, Roy. Met. Soc. 1966, p. 124—141.
181.	Hoinkes H. Das Eis der Erde.— Umschau, 1968, H. 10, S. 301—306.
182.	Hollister Ch. D., Craddock C. e. a. Deep drilling in the southeast Pacific Basin.— Geotimes, 1974, vol. 19, N 8, p. 16—19.
183.	H о 1 о p a i n e n E. O. On the dissipation of kinetic energy in the atmosphere.— Tellus, 1963, vol. 15, N 1, p. 26—32.
184.	Hsii K. J- When the Mediterranean dried up.— Sci. Amer., 1972, vol. 227, N 6, p. 26—36.
390
Список литературы
185.	Ings tad Н. Landet under Leidarstjernen. Oslo, Gyldendal, 1960. 592 S.
186.	Iversen J. En pollenanalytisk Tidsfaestelse af Ferskvandslagene ved Norre Lyngby.— Meddeleser fra Dansk Geologisk Forening, 1942, Bd 10, H. 2. S. 130—151.
187.	Jeffreys H. Tidal friction in shallow seas.— Phil. Trans. Roy. Soc. London, 1920, vol. 221, p. 239—264.
188.	Jenkins D. G. Initiation of the proto-circum-Antarctic current.— Nature, 1974, vol. 252, p. 371—373.
189.	Jessen K- Archaeological dating in the history of North Jutland’s vegetation. Acta Archaeologica, Kbh., 1935, vol. 5, Fasc. 3, p. 185—214.
190.	Jessen K- The composition (ft the forests in the northern Europe in epipaleolithic time.— Biol. Medd., 1935, Bd 12, N 1.
191.	Jones G. The Norse Atlantic saga. L., Oxf. Univ. Press, 1964. 246 p.
192.	Kang E. C. Large-scale balance of kinetic energy in atmosphere.— Month. Weath. Rev., 1966, vol. 94, p. 627—640.
193.	Karlen W. Holocene glacier and climatic variations, Kebnekaise Mountains, Swedish Lapland.— Geografica Annaler, 1973, vol 55 A, N 1, p. 29—63.
194.	К arrow P. F. Till stratigraphy in parts of southwestern Ontario.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1974, vol. 85, p. 761—768.
195.	Keith M. L., Weber J. N. Carbon and oxygen isotopic composition of selected limestones and fossils.— Geochim., Cosmochim. Acta, 1964, vol. 28, p. 1787—1816.
196.	Kemp E. M., Barrett P. J. Antarctic glaciation and early Tertiary vegetation.— Nature, 1975, vol. 258, p. 507—508.
197.	Kendall R. L. An ecological history of the Lake Victoria basin.— Ecol. Monogrs., 1969, vol. 39, p. 121 —176.
198.	Kennett J. P. Cenozoic evolution of Antarctic glaciation, the Circum-Antarctic ocean, and their impact on global paleoceanography.— J. Geo-phys. Res., 1977, vol, 82, N 27, p. 3843—3860.
199.	Koch L. The East Greenland ice.— Meddelelser om Grbnland, 1945, Bd 130, N 3, 374 S.
200.	Korpela K. Die Weichsel-Eiszeit und ihr Interstadial in Perapohjola (nbrdliches Nordfinnland) im Licht von submoranen Sedimenten.— Ann. Acad. Sci. Fenn., Ser. A. Ill, Geologica-geographica, 1969, N 99. 108 S.
201.	Kukla G. J., К u k 1 a H. J. Increased surface albedo in the Northern Hemisphere.— Science, 1974, vol. 183, N 4126, p. 709—714.
202.	Kutzbach J. E., Bryson R. A. Variance spectrum of Holocene climatic fluctuations in the North Atlantic sector.— J. Atm. Sci., 1974, vol. 31, N 8, p. 1958—1963.
203.	La Marche V. C., Jr. Paleoclimatic inferences from long tree-ring records.— Science, 1974, vol. 183, p. 1043—1048.
204.	Lamb H. H. Climates and circulation regimes developed over the Northern Hemisphere during and since the Last Ice Age.— Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 1971, vol. 10, p. 125—162.
205.	Lamb H. H. On the nature of certain climatic epoch which differed from the modern (1900—1939) normal.— In: Climate in review. Ed. G. McBoyle. Boston, Mafflin, 1973, p. 152—179.
Список литературы	391
206.	Lamb Н. Н., Johnson A. D. Climatic variation and observed changes in the general circulation. Pt. I.— Geogr. Ann., 1959, vol. 41, N 2—3, p. 94—134.	
207.	Lamb H. H., Johnson A. D. Climatic variation and observed changes in the general circulation. Pt. 2.— Geografiska Annaler, 1961, vol. 41, N 3—4, p. 363—400.
(Лам Г., Джонсон А. Изменение климата и наблюдаемые изменения общей циркуляции атмосферы.— В кн.: Общая циркуляция атмосферы.
Пер. под ред. С. П. Хромова. М., «Прогресс», 1964, с. 327—427.)
208.	Late quaternary climates of Australia and New Guinea.— Quat. Res., • 1976, vol. 6, N 3, p. 359—394. Aut.: J. M. Bowler, G. S. Hope, J. N. Jennings, G. Singh, D. Walker.
209.	Leg 28—deep-sea drilling in the Southern ocean.— Geotimes, 1973, . vol. 18, N 6, p. 19—24. Aut.: D. E. Hayes, L. A. Frakes, P. Barret, e. a.
211.	Lliboutry L Grande glaciations et recul des glaciers. Paris, Univ. : Paris, 1965. 19 p.	?.
210. Leith С. E. Atmospheric predictability and two-dimensional turbulence.— J. Atm. Sci., 1971, vol. 28, N 2, p. 145—161.	I,
212.	Le Pichon X. Sea floor spreading and continental drift.— J. Geophys. Res., 1968, vol. 73, N 12, p. 3661—3698.
(Ле П и ш о н К.С. Спрединг океанического дна и дрейф континентов.— В кн.: Новая глобальная тектоника (тектоника плит). Пер. под ред. Л. П. Зоненшайна, А. А. Ковалева. М., «Мир», 1974, с. 93—133.)
213.	Le Roy Ladurie Е. Histoire du climate depuis Гап mil. Paris, Flammarion, 1967.
(Ле Pya Ладюри Э. История климата с 1000 г. Пер. с франц. Под ,, ред. Т. В. Покровской. Л., Гидрометеиздат, 1971. 280 с.)
214.	List R. J, (ed) Smithsonian meteorological tables. 6th rev. ed. Smithsonian Miscellaneous Collections, vol. 114, Washington, D. C., The Smithsonian Inst., 1951. 527 p.
215.	Lorenz E. Climatic change as a mathematical problem.— J. Appl. Meteor., 1970, vol. 9, p. 325—329.
216.	Lorenz E. Climatic determinism.— Meteor. Monogr., 1968, N 30, p. 1—3.
217.	Lorenz E. Climatic predictability.— Ini The physical basis of climate and climate modelling. GARP Publ. Series, 1975, N 16, p. 132—136.
218.	Lorenz E. Simplified dynamic equations applied to the rotating-basin , experiments.— J. Atm. Sci., 1962, vol. 19, p. 39—51.
219.	Lowenstam H. A. Paleotemperatures of the Permian and Cretaceous periods.— In: Problems in paleoclimatology. Ed. A. E. M. Narn. Interscience Publ., London — N. Y.— Sydney, 1964, p. 227—248.
220.	Lowenstam H. A., Epstein S. Paleotemperatures of the post-aptian о Cretaceous as determined by the oxygen isotope method.— J. Geol., 1954,' vol. 62, p. 207—248.
221.	Lundqvist J. Submorana sediment i Jamtlands Lan.— Sveriges Geol. Undersok., Ser. C, 1967, N 618, 267 p.
222.	M a c D о n a 1 d В. C. Late Quaternary stratigraphy and deglaciation in Eastern Canada.— In: The Late Cenozoic Glacial Ages. Ed. K. Ture-kian. N. Haven, London, Yale Univ. Press, 1971, p. 331—354.
392
Список литературы
223.	М а с D о n а 1 d G. J. F. Tidal friction.— Rev. Geophys., 1964, vol. 2, p. 467—541.
224.	M a с 1 e 11 a n H. J. Elements of physical oceanography. Oxf. a. o., Per-gamon Press, 1965. 150 p.
225.	Manabe S., Wetherald R. Thermal equilibrium of the atmosphere with a given distribution of relative humidity.— J. Atm. Sci., 1967, vol. 24, p. 241—259.
226.	Manley G. Problems of climatic optimum: the contribution of glaciology.— In: World Climate from 8000 to 0 b. Proc. Intern. Symp., London, 18—19 April 1966. London, Roy. Met. Soc., 1966, p. 34—39.
227.	Martin P. S., Me h r i n g« r P. J. Jr. Pleistocene pollen analysis and biogeography of the South-West.— In: The Quaternary of the United States. Eds. H. E. Wright, Jr., D. G. Frey. Princeton (N. J.), Princeton : ’ Univ. Press. 1965, p. 433—451,
(Мартин П., Мер ингер П. Пыльцевой анализ плестоценовых отложений и биография Юго-Запада США,— В кн.: Четвертичный период I - в США. Т. 2. Пер. под ред. В. И. Громова. М., «Мир», 1969, с. 57—84.)
228.	Mason В. J. Towards the understanding and prediction of climatic variations.— Quart. J. Roy. Met. Soc., 1976, vol. 102, p. 433—473.
г 229. M a у r F. Untersuchungen iiber Ausmass und Folgen der Klima und Gletscherschwankungen seit dem Beginn der Postglazialen Warmezeit. Ausgewahlte Beispiele aus den Stubaier Alpen in Tirol.— Z. Geomorpho-logie, 1964, Neue Folge, Bd 8, H. 3, S. 257'—285.
230.	Mercer J. H. Glacial history of Southernmost South America.— Quat. :	Res., 1976, vol. 6, p. 125—166.
231.	Mercer J. H. The lower boundary of the Holocene.— Quat. Res., 1972, vol. 2, p. 15—24.
232.	Milankovitch hypothesis supported by precise dating of coral reefs and deep-sea sediments.—Science, 1968, vol. 159, N 3812, p. 297—300. Aut.: W. S. Broecker, D. L. Thurber, J. Goddard, T. L. Ku, R. Matthews, K. J- Mesolella.
233.	Milankovitsch M. Mathematische Klimalehre und astronomische Theorie der Klimaschwankungen.— In: W. Koppen, R. Geiger (hgbs). Handbuch der Klimatologie. Bd 1: Allgemeine Klimalehre. Teil A. Berlin, 1936. 176 S.
(Mиланкович M. Математическая климатология и астрономическая теория колебаний кламата. Пер. с нем. под ред. С. Л. Бастамова. М.— Л, ГОНТИ, 1939. 208 с.)
234.	Miller D. J. Late Cenozoic marine glacial sediments and marine terraces of Middleton Island, Alaska.— J. Geology. 1953, vol. 61, p. 17—40.
235.	Miller G. R. The flux of tidal energy out of the deep oceans.— J. Geophys. Res., 1966, vol. 71, p. 2485—2489.
* 236. Miller S. L. A production of amino-acids under possible primitive Earth conditions.— Science, 1953, vol. 117, N 3046, p. 528—529.
237.	Mitchell J. M., Jr. Note on solar variability and volcanic activity as potential sources of climatic variability.— In: The physical basis of climate and climate modelling. GARP Bull. Series, 1975, N 16, p. 127— 131.
238.	Mitchell J. N., Jr. Recent secular changes of global temperature.— In: Solar variations climatic change and related geophysical problems.
Список литературы
393
Ed. R. Fairbridge. Ann. N. Y. Acad. Sci., 1961, vol. 95, Art. 1, p. 235— 250.
J (Митчелл Дж. M. мл. Современные вековые колебания температуры земного шара.— В ки.: Солнечная активность н изменения климата. Ред. Р. У. Фейрбридж. Пер. с англ, под ред. А. X. Хргиана. Л., Гидрометео-издат, 1966, с. 87—105.)
239.	Mitchell J. М., Jr. The natural breakdown of the present interglacial and its possible intervention by human activities.— Quat. Res., 1972, vol. 2, N 3, p. 436—445.
240.	M о n i n A. S. The role of the oceans in climatic models.— In: The physical basis of climate and climate modelling. GARP Publ. Series, 1975, N 16, p. 201—205.
241.	Morner N.-A. The Plum Point Interstadial: age, climate and subdivision.— Can. J. Earth Sci., 1971, vol. 8, p. 1423—1431.
242.	Mottershead D. N., White I. D. The lichenometric dating of glacier recession, Tunsbergdal Southern Norway.— Georg. Ann., 1972, vol. 54A, N 2, p. 47—52.
243.	Munk W. H. Abyssal recipes.— Deep-Sea Res., 1966, vol. 13, N 4, p. 707—730.
244.	Munk W. H. Once again: Tidal friction.— Quart. J. Roy. Astr. Soc., 1968, vol. 9, p. 352—375.
245.	Munk W. H., M a c d о n a 1 d G. J. F. The rotation of the earth. A geophysical discussion. Cambridge, Univ. Press, 1960. 323 p.
(Манк У., Макдональд Г. Вращение Земли. Пер. с англ, под ред. П. Н. Успенского. М., «Мир», 1964. 384 с.)
246.	Newton R. R. A satellite determination of tidal parameters and earth deceleration.— Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 1968, vol. 14, N 5, p. 505— 539.
247.	N о r 1 u n d P. Viking settlers in Greenland and their descendants during five hundred years. London. Cambr. Univ. Press., Copenh., Gads, 1936. 160 p.
248.	Oort A. H. On estimates of the atmospheric energy cycle.— Month. Weath. Rev., 1964, vol. 92, N 11, p. 483—493.
249.	Oort A. H. The atmospheric circulation.— The Sci. Teacher., 1971, vol. 28, N 9.
250.	Oort A. H., Peixoto J. P. The annual cycle of the energetics of the atmosphere on a planetarv scale.—J. Geophys. Res., 1974, vol. 79, N 18, p. 2705—2719.
251.	Oort A. H., Rasmusson E. M. Atmospheric circulation statistics.— NOAA Prof. Paper., 1971, vol. 5. 323 p.
252.	P a 1 m e n E. On the maintenance of kinetic energy in the atmosphere.— In: The atmosphere and the sea in motion. Scientific contributions to the Rossby memorial volume. B. Bolin (ed). N. Y., Rockefeller Inst. Press, 1959, p. 212—224.
(Пальмен E. О поддержании запасов кинетической энергии в атмосфере.— В кн.: Атмосфера и океан в движении. Пер. с англ, под ред. А. М. Гусева. М., ИЛ., 1963, с. 127—143.)
253.	Papanastassiou D. A., Wasserburg G. J., Burnett D. S.   Rb—Sr ages of lunar rocks from the Sea of Tranquillity.— Earth Planet. Sci. Lett., 1970, vol. 8, p. 1—9.
394
Список литературы
254.	Papanastassiou D. A., Wasserburg G. J. Rb—Sr ages from the Ocean of Storms.— Earth Planet Sci. Lett., 1970, vol. 8, p. 269—278.
255.	Paterson W. S. B. The physics of glaciers. Oxford (a. o.), Pergamon Press, 1969, 250 p.
(Патерсон У. Физика ледников. Пер. с англ, под ред. Б. А. Савельева. М., «Мир», 1972. 312 с.)
256.	Penck A. Der Drakensberg und der Quathlambabruch.— Sitzungsber. Preuss. Akad. Wiss., Berlin, 1908, Hbd 1, S. 230—258.
257.	Penck A., Briickner E. Die Alpen im Eiszeitalter. Bds 1—3. Leipzig, Tauchnitz, 1909. 1199 S.
258.	Pitman W. С., Ta 1 wani > M. Sea-floor spreading in the North Atlantic.— Geol. Soc. Amer. Bull., 1972, vol. 83, N 3. p. 619—646.
259.	Post L., von. Forest tree pollen in south Swedish peat bog deposits. (Lecture to the 16th Convention of Scandinavian Naturalists Kristiania in 1916).— Pollen et Spores, 1967, vol. 9, p. 375—401.
260.	Press F., Siever P. Earth. San Francisco, W. H. Freeman, 1974. 945 p.
261.	Rex D. F. (ed). Climate of the free atmosphere. Amsterdam — London — N. Y., Elsevier, 1969. 450 p.
262.	Rube у W. W. Geologic history of sea water. An attempt to state the problem.— In: The origin and evolution of atmospheres and oceans. Eds P. J. Brancazio, A. G. W. Cameron. N. Y.— Sydney, Wiley, 1964, p. 1—63.
263.	Rudi off W. Vom Wasser in der Atmosphare.— Wetterlotse, 1962, Bd 14, N 188, S. 183—191.
264.	Rut ten M. G. The origin of life by natural causes. Amsterdam (a. o.), Elsevier, 1971. 420 p.
(Руттен M. Происхождение жизни (естественным путем). Пер. с англ, под ред. А. И. Опарина. М., «Мир», 1973. 411 с.)
265.	Sagan С., Mullen G. Earth and Mars: evolution of atmospheres and surface temperatures.— Science, 1972, vol. 177, N 4043, p. 52—56.
266.	Salinger M. J., G u n n J. M. Recent climatic warming around New Zealand.— Nature, 1975, vol. 256, p. 396—398.
267.	S a w a t z k у H. L., Lehn W. H. The Arctic mirage and the early North Atlantic.— Science, 1976, vol. 192, p. 1300—1305.
268.	Sawyer P. H. The age of the Vikings. L., Arnold, 1962. 254 p.
269.	Schneider S. H., Mass C. Volcanic dust, sunspots and temperature trends.— Science, 1975, vol. 190, N 4216, p. 741—746.
270.	Schwarzbach M. Das Klima der Vorzeit. Eine Einfiihrung in die Palaoklimatologie. 2e Aufl. Stuttgart, Enke, 1955. 275 S.
(Шварцбах M. Климаты прошлого. Пер с нем. под ред. Б. П. Алисова и др. 2-е изд. М., ИЛ., 1961. 284 с.)
271.	Schwarzschield М. Structure and evolutions of the stars. Princeton, Princeton Univ. Press, 1958, 296 p.
(Шварцшильд M. Строение и эволюция звезд. М., ИЛ, 1961. 423 с.)
272.	Scrutton С. Т. Periodicity in Devonian coral growth.— Paleontology, 1964, vol. 7, p. 552—558.
273.	Sernander R. Die schwedischen Torfmoore als Zeugen postglazialer Klimaschwankungen.— In: Intern. Geol. Congr., 11th, Stockholm, 1910, p. 203—211.
Список литературы
395
274.	Shackleton N. J., Opdyke N. D. Oxygen isotope and paleomagne-tic stratigraphy of equatorial Pacific core V28—238: oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 and 106 year scale.— Quat. Res., 1973, vol. 3, p. 39—55.
275.	Siivonen L., Kalela O. Uber die Veranderungen in der Vogel-fauna Finnlands wahrend der letzten Jahrzehnte und die darauf einwir-kenden Faktoren.— Acta Soc. pro fauna et flora fenn., 1937, Bd 60. S. 606—634.
276.	Smith A. G., В r i d e n J. C., Drewry G. E. Phanerozoic world maps.— In: Organisms and continents through time. Hughes N. F. (ed.) Paleont. Assoc. Spec. Paper, 1973, N 12, p. 1—42.
277.	Starr V. P. Physics of negative viscosity phenomena. N. Y. (a. o.). McGraw Hill, 1968. 256 p.
(Старр В. Физика явлений с отрицательной вязкостью. Пер. с англ, под ред. А. С. Монина. «Мир», М., 1971. 260 с.)
278.	Starr V. Р., Oort А. Н. Five-year climatic trend for the northern hemisphere.— Nature, 1973, vol. 242, p. 310—313.
279.	Street F. A., Grove A. T. Environmental and climatic implications of late quaternary lake-level fluctuations in Africa.— Nature, 1976, vol. 261, N 5559, p. 385—390.
280.	Studies of thermal convection in a rotating cylinder with some implications for large-scale atmospheric motions.— Meteor. Monogr., 1959, vol. 4, N 21, p. 1—104. Aut.: D. Fultz., R. R. Long, G. V. Owens, W. Bohan, R. Kaylor, J. Weil.
281.	Szafer Wl. Pliocenska flora okolic Czorsztyna i jej stosunek do Plei-stocenu.— Inst. Geologiczny, Prace, 1954, t. 11. 238 p.
282.	Szafer Wl. Stratygrafia pleistocenu w Polsce na podstawie flory-stycznej.— Rocznik Polsk. Tow. Geol., 1952, t. 22, p. 1—77.
283.	Tanner W. F. (ed). Tertiary Sea Level fluctuations.— Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 1968, vol. 5. 178 p.
284.	Taylor G. I. Tidal Friction in the Irish Sea.— Phil. Trans. Roy. Soc. London, 1919, Ser. A, vol. 220, p. 1—33.
285.	Terasmae J. A palynological study of Pleistocene interglacial beds at Toronto, Ontario.— Geologic. Surv. Canada Bull., 1960, vol. 62, p. 23—41.
286.	Termier H., Termier G. Histoire geologique de la biosphere. La vie et les sediments dans les geographien successives. Paris, Masson, 1952. 721 p.
287.	The annual radiation balance of the earth-atmosphere system during 1969-70 from Nimbus-3 measurements.—J. Atm. Sci., 1973, vol. 30, p. 341—364. Aut.: E. Raschke, T. H. Vonder Haar, W. R. Bandeen, M. Pasternak.
288.	Thekaekara M. P., Drummond A. J. Standard values for the solar constant and its spectral components.— Nature, 1971, vol. 229, p. 6—9.
289.	The physical basis of climate and climate modelling. Report of the Intern. Study Conference in Stokholm, 29 July—10 August 1974.— GARP . Publ. Ser., N 16, 1975. 265 p.
(Физические основы теории климата и его моделирование. Труды Меж
396
Список литературь
дународной научной конференции (Стокгольм, 29 июля—10 августа 1974 г.). Пер. под ред. А. С. Монина. Л., Гидрометеоиздат, 1977. 272 с.)
290.	Tucker G. В. Climate: is Australia’s changing? — Search, 1975, vol. 6, N 8, p. 323—328.
291.	Understanding climatic change: A program for action. The report of the Panel on climatic variation. Washington, D. C„ National Acad. Sci., 1974. 317 p.
292.	Untersteiner N. Sea ice and ice sheets and their role in climatic variations.— In: The physical basis of climate and climate modelling GARP Publ. Series, 1975, N 16, p. 206—224.
293-	Urey H., M a c d о n a 1 d G. J. F. Origin and history of the Moon.— In: Physics and astronomy of fhe Moon. Z. Kopal (ed). 2nd ed. N. Y.— London, Academic Press?, 1971.
' (Ю p и Г. С., M а к д о н а л ь д Г. Д ж. Возникновение и история Луны.— В кн.: Физика и астрономия Луны. Под ред. 3. Копала. Пер. с англ, под ns ред. Г. А. Лейкина. М., «Мир», 1973, с. 230—316.)
294.	Vine F. J., Mathews D. Н. Magnetic anomalies over ocean ridges.— en’ Nature, 1963, vol. 199, p. 947—949.
Toy (В а й н Ф., Мэтьюз Д. Магнитные аномалии над океаническими хребтами.— В кн.: Новая глобальная тектоника (тектоника плит). Пер с англ, под ред. Л. П. Зоиеишайна, А. А. Ковалева. М., «Мир», 1974, с. 32—37.)
295.	Vonder Haar Т. Natural variation of the radiation budget of the earth-atmosphere system as measured from satellites.— In: Preprint volume. Conf, on Atm. Radiation, Fort Collins, Colorado, 1972.
296.	Vonder Haar T. H., Oort A. H. New estimate of annual poleward energy transport by Northern Hemisphere oceans.— J. Phys. Oceanogr., 1973, vol. 3, N 2, p. 169—172.
297.	Vonder Haar T. H., Suomi V. E. Measurements of the earth’s radiation budget from satellites during a five-year period. Pt. 1: Extended time and space means.— J. Atm. Sci., 1971, vol. 28, p. 305—314.
298.	Walter M. R. Stromatolites used to determine the time of nearest approach of earth and moon.— Science, 1970, vol. 170, p. 1331—1332.
299.	Weber J. N. Paleoclimatic significance of 6-oxygen 18-time trends observed by oxygen isotopic analysis of freshwater limestones.— Nature, 1964, vol. 203, p. 969—970.
300.	W e 11 s J. W. Coral growth and geochronometry.— Nature, 1963, vol. 197, p. 948—950.
301.	Wells J. W. Paleontological evidence of the rate of the Earth’s rotation.— In: The Earth—Moon system. Eds. B. G. Marsden, A. G. W. Cameron. N. Y., Plenum press, 1966, p. 70—81.
302.	Willett H. C. Temperature trends of the past century.— In: Centenary Proceedings. Met. Soc. London, Roy. Met. Soc., 1950, p. 195—206.
303.	Woldstedt P. Das Eiszeitalter. Bd. 1. Stuttgart, Enke, 1954. 374 p.
304.	Wolfe J. A., Leopold E. B. Neogene and early Quaternary vegetation of northwestern North America and northeastern Asia.— In: The Bering Land Bridge. Hopkins D. M. (ed.). Standford (Calif), Stanford Univ. Press, 1976, p. 193—206.
305.	Woodbury R. B. Climatic changes and prehistoric agriculture in the southwestern United States.— In; Solar variations, climatic change and
Список литературы	397
related geophysical problems. Ed. R. Fairbridge. Ann. N. Y. Acad. Sci., 1961, vol. 95, Art. 1, p. 705—709.
(Вудбери P. Б. Изменения климата и доисторическое сельское хозяйство на юго-западе США.— В кн.: Солнечная активность и изменения климата. Ред. Р. У. Фейр бридж. Пер. с англ, под ред А. X. Хргиана. Л., Гидрометеоиздат, 1966, с. 336—342.)
306.	Wright Н. Е. Jr. Late Pleistocene of Europe: a review.— Geol. Soc. Amer. Bull, 1961, vol. 72, N 6, p. 933—984.
 307. Yamamoto T. On the climatic changes in XV and XVI centuries in Japan.— Geophys. Mag., 1971, vol. 35, p. 187—206.
308.	Yamamoto T. On the nature of the Japanese climate in the so-called “Little Ice Age” between 1750 and 1850.— Geophys. Mag., 1971, vol. 35, p. 165—185.
309.	Zagwijn W. H. Vegetation, climate and radiocarbon dating in the Late Pleistocene of the Netherlands. Pt 1: Eemian and Early Weichse-lian.— Mededelingen van de Geologische Stichting. N. S., 1961, N 14, p. 14—45.
310.	Zagwijn W. H., Paepe. Die Stratigraphie der Weichsel zeitlichen Ablagerungen der Niederlande und Belgiens.— Eiszeitalter und Gegen-wart, 1968, Bd. 19, S. 126—146.
311.	Zeuner F. E. The Pleistocene period. Its climate, chronology and faunal successions. London, Hutchinson, 1959, 447 p.
398
Указатель i
А
Абляция 91» 265
Азот 34
—	в атмосфере, история 147
Айсберги 88, 98, 99
Акватиллиты 190—192
Альбедо 29
—	планетарное 44, 63
Альфвена гипотеза 170, 175
Амфиболиты 117
Анализ археологический 277
— изотопный 218, 220; см. также Метод палеотемпературный
—	палеоботанический 277; см. также Индикаторы палеоботанические
—	палеонтологический 277; см. также Индикаторы палеонтологические
—	пыльцевой, см. спорово-пыльцевой
— спорово-пыльцевой 193, 234, 277, 323
Ангидрит 137
Аидезито-базальты ПО
Андезито-дацнты НО
Андезиты ПО
Ансамбль статистический 10
Антициклон 56
Аномалии магнитные 111
Анцилус флювиатилис 327
Аргон 34
Архей 117, 120
- Архипелаг Среднеевропейский 126
Ассоциации офиолитовые 123
Астеносфера 101, 107
Атмосфера 101
—, влага в 43
—, вертикальная структура 46—49
— восстановительная 148, 149
Дл — окислительная 150—152
£	— первичная 138—142
—, Рост массы 139, 145—147
— стандартная 48, 49
—, тепловая инерция 185, 186
—, характеристики зоиально-осредиеииые 42, 49—61
---интегральные 42—46
—	— состояния 41
—	, химический состав 34
—	, центры действия 69
—	, эволюция 138—161
—, энергия внутренняя 45
--- потенциальная 45
------- доступная 45
Афебий 120
Ахондриты 100
Аэрозоль 35. 46
— тропосферный 35. 36, 46	?
— стратосферный 35, 46	0
Б
Базальты толеитовые 107
Бассейн фирновый 265	>
Блитта—Сернандера схема 322—326, 369* 332—334
Блокада ледовая Исландии 362	" • '
Болота, стратиграфия 320, 321
Бразения пурпуровая 282, 283
Брекчия гёттннгская 268
Бурение глубоководное 249—252, 260
Бьеркнеса Я. гипотеза 365—368
В
Вайссяля—Брента частота 83
Века геологических периодов:
аален 220
альб 221—223
апт 222
артинскнй 237- 240, 241
ассельский 237
байос 220
баррем 222
бат 220
башкирский 239
берриас 222
бурдигальский 136
валанжнн 222
визейский 239
геттаиг 220
гжельский 239
готернв 222
даиий 222
датский, см. даний
казанский 237, 239, 240
кампан 222
касимовский 239
келловей 220
киммеридж 135, 220
киммериджский, см. киммеридж
коньяк 222, 223
кунгурский 237
Маастрихт 221—223, 246
московский 239
намюрский 239
иеоком 222
Оксфорд 220
плинсбах 220
портленд, см. тнтон
сакмарский 237—241
сайтов 221—223
сеноман 221—223
сенон 22
синемюр 220
татарский 237
титон 220
тоар 135, 220
тоарский, см. тоар
турой 136. 221, 222
туроискнй, см. турон
турнейский 239
уфимский 237
Венд 7, 119, 120, 204, 210—217
Внкииги 343—348
— археологические свидетельства 348. 351. 352
— поселения в Гренландии 349, 350
— экспансия 343—348
Вихрь потенциальный 57
— синоптический 87
Влажность 34, 35, 43
—, удельная 34, 35. 52
Вода, свойства 10, И
— морская 37
Водяной пар 34, 35, 43, 160, 161
Воздействие гравитационное 13
Воздух, свойства 10, 11	/
Вулканизм срединно-океанический ЮТ. 110, 111
Г
Гадлея ячейка 56. 57, 177
Газы вулканические, состав 140. 141
Указатель
399
— инертные, дефицит 138, 139
Геомагнитное поле ---, обращение полярности 111 ---, эпохи полярности 111, 249, 250 I
Геосинклиналь 123
— Грампианская 123
— Тетис 123
— Урало-Сибирская 123
Геохронология 116—122
Герстенкорна событие 172, 173
Герцшпрунга—Рессела диаграмма 14, 15» 17
Гидросфера 101
—, рост массы 142—145
—, первичная 139, 141, 142
— эволюция 138—147, 152
Гипс 137, 188
Г лобигерина пахидерма 257—259
Глобигериноидес обликва 264	i
Глобороталлиа трункатулиноидес 264
Гнейс 117
—	гранат-корднеритовый	118	д
—	гранат-пнроксеновый 118	\
Гондваиа, см. Палеоконтинент
Голоцен 8, 296, 319—379	м
—	, граница 319	.v
Горизонт ледниковый 198
—	байконурский 216
—	джетымскнй 215, 216	•'
' — ернлинский, см. эгаискнй
— заирский 208, 210
—	западноафриканский 216
—	конголезский 207, 210
—	лапландский 214—216
/	— намибийский 208. 210	М
—	норвежский 214, 215
—	скандинавский 214
—	эганский 217
—	юднаматанский 204, 205
Гранит 110
—	рапакивн 118
Гранодиорит 110
Д
Давление атмосферное 42, 51, 52
Движение континентов, см. Дрейф континентов
Девон 121—123
Диабаз 117
Дифференциация гравитационная 101 — 103
Днорит 110
Долина рифтовая 107
Доломит 137
Докембрий 7, 182—217
Дрейф континентов 7, 186, 275
Дуги первичные 105
Ж
•	Желоб океанический 105, 107, 110
•	Жизнь, возникновение 148
Залив Северо-Атлантический 135
Звено инерционное 273
-	Земля, возраст 101, 101
—, замедление вращения 162, 163, 167
-	—, момент инерции 167, 168
• — Кеонджяна—Монина модель 101, 102
—. эволюция недр 100, 105
—	, потенциальная энергия 102 . ,	,Г1!.
Земная кора 101	.X
—	континентальная 101	’’ 7,
—	океаническая 101	,
’ —, породы 100
Земные недра 103	, •
Зона	;
— аридная, см. засушливая
—	влажная 61
—	гумндная, см. влажная
— Заварнцкого—Беньофа 107—111, 117 123
140, 145
—	засушливая 61
—	офиолитовая 125
—	рифтовая 110
Зонная плавка 103
Зона пыльцевая 323
—	Йессена 323
—	Фнрбаса 323
И
Измерения инструментальные 364
Изопауза 47
Изосфера 47
Импульс, см. Количество движения
Инварианты адиабатические 57
Индикаторы
— колебаний климата 24
— палеоклиматнческне 187—189, 193, 194, 196
— литологические 188—192
— палеоботанические 192, 193
— палеонтологические 192, 194—196
Инсоляция 13, 17
—	, сезонная асимметрия 19
—	, сезонность 20
—	суммарная за полугодие 20
—	суточная 17—19
—	, широтная зональность 19
Интергляциал, см. Межледниковье
Интерстадиал. см. Межстадиал
Ископаемые руководящие 121
Иольдиа арктика 326
К
Кайнозой 8, 120, 245—263
Карбон 121 — 123. 126, 239
Катархей 116, 120
Каштан конский 268
Квазиоднородный слой 76, 79
Кварцит
Кембрий 121, 122, 126, 127
Кислород, бюджет 154, 155
— в атмосфере, история 148—154
КЛИМАП 6, 7, 297-299
Классификация атмосферных процессов 13, 69—71
Климат, вертикальная зональность 31, 33
—. зональность 178, 179. 181, 184—186 — зональный 49—62
—, изменения, современная тенденция 376—379
—	, количественное описание 41
—	континентов 62—69
—	ледниковых щитов 93
—	, неединственность 38—40
—	океанов 62—69
—	, определение 5, 9, 10
—	, проблема 6
— сезонность 178, 179
—	статистическое описание 41
Климатология комплексная 71
Колебания внутрнвековые 13
—	глобальные 71
—	короткопериодные 69—71
—	междувековые 13
—	междугодичные 71
--мезометеорологнческие 69
—	микрометеорологическне 69
—	сезонные 71
—	синоптические 69, 71
400
Указатель
— суточные 69
Количество движения, перенос 28
Комплекс ледниковый 198
Конвективные циклы, чередование 105, 114
Конвекция двухъячейковая 104, 114
— одиоячейковая 104, 114, 187
Континентальность 31, 145, 186, 187
Континентальные окраины, пассивные 113,
114
Континенты, ядра 117, 118
Кора земная, см. Земная кора
Кориолиса сила 27, 28
Криосфера, см. Оледенение современное
Круговорот океанический 83—85
Купол ледниковый Мэри Бэрд	89	,
---- Земли Грейама 89	*
----Палмера 89	>
----Элсуэрт 89 •
Л
Лавы андезитовые 118
Ледник Эймерн 91
— Рейнский предгорный 267, 268
Ледники альпийские 264, 265
— горные 87, 93
— как индикаторы климата 93, 356, 357
— подножии 265
— шельфовые 88, 89
----Фнльхнера 89
----Росса 89
— наступление 357—363
Ледниковый период 13
Лед в атмосфере 88
— ископаемый 88
— морской 88, 96, 97
— паковый Арктического бассейна 257
— подземный 94
— — цемент 94
----жильный 94
------ погребенный 94
Лёсс 267, 268, 282
Лннеамент 114
Линия снеговая 267, 268, 270, 293, 317
----повышение 268
----понижение 267, 270
Литосфера 101
Литторина литореа 328
М
Магматизм 118	' '•
Мантия верхняя 101
—, дегазация 139
—.Дифференциация 139—141
— нижняя 101
— средняя 101
Матуяма эпоха 328
Маха вращательное число 31, 62, 177
Мегагея, см. Палеокоитннент
Межледниковье 269, 274
— Великое, см. Мнндель—Рисе
— Гюнц—Мнндель 269, 281
— Ипсвич 282, 284
— Казанцевское, 286
— Кромер, см. Потепление
— Лнхвниское 283, 284
— Мазовецкое I, см. Мнндель—Рисе
— Мгинское, см. Мнкулннское
— Мнкулннское 284
— Мнндель—Рисе 269, 271, 280, 282
— Рисе—Вюрм 269, 282, 284
— Рославльское 284	' •
— Сангамонское 307
— Тобольское 285	‘
— Хоксненское, см. Мнндель—Рнсс
— Эем 282, 284, 303	!
— Эемское, см. Эем
Межстадиал 274
— Аллерёд 314, 318, 320
— Амерсфорт 304, 307
— Бёллинг 313, 314, 320
— Брёруп 304—307
— Денекамп 310
— Мурсхофт 305, 309, 312
— Оддераде 305
— Плум-Пойнт 313
— Порт-Талбот 311—313
— Рёдебек, см. Амерсфорт
— Сен-Пьер 307—309
— Ту-Крикс 318
— Хенгело 310
— Эрн 315
Мезозой 120
Мезопауза 47
Мезосфера 47
Мел 121 — 123, 136, 222
Мерзлота вечная 87, 88, 94—96
— — реликтовая 94
Метаболизм 148, 151
Метатнллнт 210
Метатиллонд 201
Метеорит 100
Метод палеотемпературный 196—198
Мигматит 117
Микроконтинент 126
Минимум изменчивости 13
Миоцен 123, 136, 137, 250—252
Митилус эдулис 334
Модель взаимодействия атмосферы н океана 6, 7
— палеоциркуляции атмосферы 299
— физико-математическая атмосферы 6, 7
Момент вращающий 166, 167
— импульса орбитального движения 164, 165
Море Иольдневое 326, 327
—Карибско-Саргассово 135
— Лак-Мер, см. Сарматское
— Лнторииовое 328, 329	_ ,
— Мастоглойя 328
— Сарматское 127, 261—263
— Северно-Эемское 302
— Средиземное, высыхание 259—263
— Тиррелл 318
— Эхененс 328
Морена 189
— Беканкур 307, 309
— Бемис 315
— бологовская 313
— Брадтвнлль 309
— бранденбургская 313	;
— валдайская 284
— Варта 282
— Гаханна 309
— грудасская, см. бологовская
— Данунч 312	й
— Джентильн 309
— Дрента 282
— Каннинг 309
— Леннард 311
— Лешно, см. грудасская
— Манкейто 317
— Могадор 312
— московская 284, 285
— окская 283
— Порт-Гурон 317
— Ра 314, 327
— Сальпаусселькя 314, 319, 327
— Саниибрук 309	'
— Среднешведская 314, 327
Указатель
401
— Тэйзуэлл 315	• • •
— Уиннебейго 309	- с . .(vqr?. ; - дс 1
— Уобаш 315	. '/
— Флеминг, см. Варта
Н
Недра Земли, см. Земные недра
Неоген 121, 122
Неустойчивость бароклинная 55, 56	. д
Нунатаки 90, 265
Облачность 43, 54
• Озеро Агассиц 317
— Балтийское ледниковое 326, 327
— Аициловое 327, 328
— Рамсея 326
— Южнобалтийское приледииковое 326 . _
— Чикаго 317
Озон 36. 37, 46
Озоиосфера 36
Океан вертикальная скорость в 87
—, внутренняя энергия 87
—, водный бюджет 73
—, возраст дна 111—113
, ' ‘ —, доступная потенциальная энергия 87
— Западно-Сибирский 126
— Палео-Азиатский 126
— Палео-Атлантический 126
— Палео-Тетис 126	L.
— Палео-Тихий 241
—, палеоциркуляция в мелу 246, 247
—, потенциальная энергия 87
—, средняя соленость 81, 82
—, средняя температура 76
—, температурное поле 76
—, тепловой бюджет 72, 73
— Тетис 135
— Уральский 126	•)
— Южно-Монгольский 126
‘ Олдувай, событие 249, 264	’ о
Оледенение Антарктиды 248—253
----, следствия 253, 254	О
— альпийское 264—275	,5
— Валдайское, см. Вюрм
— верхнего рифея 204—210	<»
— Висла, см. Валдайское
— Висконсинское 289
— в северном полушарии 254—259	<*л
— Вюрм 6, 267, 270. 284, 286, 296, 299—3®
— Вюрмское, см. Вюрм	*3
ч — Гиппинг 281
— Гондваны, см. пермо-карбоновое
— Гренландии 256, 257	. >
— Гюнц 267, 268, 278, 279, 287
— Гюнцское, см. Гюнц
— Демьянское 285	п
— Донау, см. Дунайское	' •
— Дунайское 271, 278, 279	.. '
— Заале 281	•
— Зырянское 286	.
— Днепровское 284, 289
— Иллинойсское 289
— Канзасское 288	j ..
— континентальное докембрия 275 f
— континентальное палеозоя 275
— Лоустофтское 278, 281
— Менап, см. похолодание	ч .
— Миндель 267, 268, 270,	279—281, ,-283.
285. 288
— Миидельское, см. Миндель	- ,
— Московское 284, 286	? . .-
— многолетнее 88
— Небрасское 287
— иижиепротерозойское 199—204
— Окское, см. Миндель
— пермо-карбоиовое 7, 225—245
— Рисе 267, 268, 270, 281, 289	..
— Рисское, см. Рисе
— Самаровское 285, 286
— сезонное 88
— современное 87—100
— Эбурон, см. похолодание Эбурон
— Эльстер 277, 280, 288
— Юдиаматаиское 205, 208, 217
Олигоцеи 123, 136, 137
Оптимум климатический 328, 329, 334—341
— малый климатический 343
Ордовик 121, 122, 126
Ортотиллит 190—192
Осадки атмосферные 43, 69
Очаги землетрясений глубокофокусных 107—109
----мелкофокусиых 107—109 .
П
Палеоген 121, 122
Палеозой 120
— верхний 7
Палеокоитииеит Гоидваиа 119-^121, 126—
135, 187, 225—245, 275
— Евроамерикаиский 126
— Китайский 126
— Лавразия 126
— Мегагея 119, 204
— Пангея 114, 125—135, 186
— Прото-Лавразия 126
— Феиио-Сарматский 214, 215
Палеотемпература 218—225
Палеоцен 122, 123, 136
Палеоширота 115, 125
Пастера точка 153, 154
Перенос вещества 28
Период атлантический 334	?
— бореальный 334
— каменноугольный, см. Карбон
— карбоновый, см. Карбон
— ледниковый, см. Оледенение
----малый 343, 355—368
— Мауидер 15
— Меловой, см. Мел
— пермский, см. Пермь
— суббореальный 334
— субарктический 334	>.
— субатлаитический 334
— четвертичный, см. Плейстоцен - -
— юрский, см. Юра	.
Пермь 121, 122, 124, 137 '
ПИГАП 5, 6
Плагиограиит 117
Платформа Австралийская 118
— Африкаио-Аравийская 118
— Восточно-Антарктическая 118
— Восточно-Сибирская 118
— Европейская (Русская) 118
— Иидостанская 118
— Китайско-Корейская 118
— Северо-Американская 118
— Таримская 118
— Южно-Американская 118
Плейстоцен 7, 8. 263—319
Плиоцен 123, 127, 277, 283
Плиты литосферные 107
— Американская 107
— Антарктическая 107
— Африканская 107
— Евроазиатская 107
— Индо-Австралийская 107
— Тихоокеанская 107	.•.«
402
Указатель
— континентальные 107, 111
— океанические 107
Плавка зонная, см. Зоиная плавка
Плоскость фазовая 38
Поверхность обратного развития 342, 351 — подстилающая 28, 29
Погода 10
Подобия теория Г. С. Голицына 146, 147, 177
Покров снежный 88, 96—98
Поле зонального ветра 54
Полугодия астрономические 20
— калорические 21, 22
Полюс
— литосферных плит вращения 114, 125
— палеогеографический 115
— равновесный 116
— траектория 114—116
Породы горные
— интрузивные НО
—, остаточная намагниченность 111
— полутоническне, см. интрузивные
— многолетиемерзлые 94—96
—, мощность 96
Портландиа арктитка, см. Иольдиа арк-тика
Потепление
— Вааль 277, 278
— Гольштейн 277, 280
— XX века 5, 368—374
— Кромер 277—281
— Тегелен 277, 278
— Эем 277, 280
Поток массы вертикальный иа поверхности океана 75, 76
— тепла меридиональный 49, 50
Похолодание Висла 277
— Заале 277, 280, 281
— Менап 277, 278
— кайнозойское 222, 223, 248
— Претегелен 277, 278
— середины XX века 374—378
— Эбурои 277, 278
— Эльстер 277, 280, 281
Приливная эволюция 161 —164, 166, 168, 169
— климатические следствия 176—180
— механизм 161 — 164
— продолжительность 174, 175
— расчеты 168—176
Приливная энергия, диссипация 168
Приливы атмосферные 166
Протерозой нижний 7, 118, 120
— средний 118, 120
Псевдотиллнт 190—192
Р
Равновесие лучистое 43, 44, 141, 182, 184
Разлом трансформный 114
Расстояние критическое 174
Регрессия 124
Реконструкция Зоненшайна — Городницкого палеогеографическая 125—135 — палеоклиматическая, методы 187—198 Рельеф подледный — Антарктиды 90
— Гренландии 93	[
Ринги, см. Внхрь синоптический	'г
Риолит 110
Риолнто-дацит 110
Рифей 118, 120
— верхний 7, 119
— нижний 119, 120
— средний 119, 120
Россби волны, см. Россби—Блиновой волны
Россби—Блиновой волны 28, 56
Рододендрон понтикум 268
Роша предел 170—172, 175, 176
С
Светимость Солнца 13—17, 21
— —, эволюционный тренд 17
Сезоны астрономические 20
Серпентинизация основных пород 143
Силур 121, 122, 126
Симпсона гипотеза 14
Система атмосфера — океан—лед 274
— динамическая 38
--- иеэргодическая 38
--- эргодическая 38
— Земля—Луна 163
---приливная эволюция, см. Приливная эволюция
---уменьшение механической энергии 167, 168
— карбонатная 37, 156
—	интранзитивная 39
—	климатическая 5, 6
— океан—суша—атмосфера 10, 271
—	почти интранзитивная 39
—	солнечная, образование 100
—	транзитивная 39
Складчатости эпоха, см. Тектоно-магматическая эпоха
Слои Дои 307
—	Гейхёрст 311
—	Риксдороф 311
—	Сен-Пьер 307
—	Скарборо 307
Слой верхний квазиоднородный 76, 77
—	глубинный 79
—	деятельный, сезонный 11
—	кремниевый 136
—	скачка, см. Термоклин 79
Соленость средняя 79—82
Солн каменные 127
Солнечная активность 15
Солнечная постоянная 14, 17, 21, 44
Солнечные нейтрино 16, 17
Сосна горная 268
Спектр зональных волновых чисел 58, 59
Спектральные классы 14, 15
Спектральный анализ океанских последовательностей 24, 25
Спилит 117
Способность излучательная 29
Стадия Валдайского оледенения
Бергхем, см. Невская
Валдерс 318
Вепсовско-Крестецкая 313, 320
Кокбёрн-Кокран, см. Кокран
Кокран 318, 319
Кэри, см. Лейк-Бордер
Кэтфиш-Крик, см. Тэйзуэлл
Лужская 313, 317, 326
Лейк-Бордер 315, 317
Манкейто 317
Невская 314
Ниссури, см. Тэйзуэлл
Померанская, см. Вепсовско-Крестецкая
Порт-Брус, см. Лейк-Бордер
Ранний Дриас 313
Сальпаусселькя 314, 320
Средний Дрнас, см. Невская
Тэйзуэлл 315
Фельгастская, см. Лужская
Стратопауза 47
Стратосфера 47
Струйные течения 54, 55
--- субтропически? 54, 55
Указатель
403
----формирование 55	!
----стратосферные 54
Суши свойства 10, И
 -лФ Т
Тектоника литосферных плит 105—116 Тектоно-магматическая эпоха
Альгомская 118
Альпийская 121
Ассинтская, см. Катангннская
Балтийская 118
Белозерская 117
Беломорская, см. Кеноранская Буларенидская, см. Карельская Варисцийская, см. Герцинская Герцинская 120, 123, 126 Готская 119 Гренвильская 119 Гудзонская, см. Карельская Дальсландская, см. Делийская Делийская 119 Железногорская, см. Катангннская Кадомская, см. Катангннская Каледонская 120, 122, 123, 126 Карельская 118 z Катангннская 119, 126
Кеноранская 117, 118
Кибарская, см. Готская Кольская 117 Лаврентийская, см. Кеноранская Лаксфордская, см. Карельская Мазатцальская, см. Готская Медвежьеозерская, см. Готская Пенокийская, см. Балтийская Позднебайкальская 119, 126 Раннебайкальская, см. Катангннская Раннекарельская 118 Родезийская, см. Кеноранская Саамская, см. Кольская Сатпурская, см. Гренвильская Свекофенская, см. Карельская Трансваальская, см. Кольская Шамваянская, см. Кеноранская Эбурнейская, см. Балтийская Эльсонская, см. Готская
Температура
— в мелу, широтные профили 222 — воздуха атмосферного 42, 43, 47—51 ----, годовые амплитуды 31 ----, спектр колебаний 11 — 13
—, геотермический градиент 26	- -
—	кинетическая 49
—	ледникового ложа 94
—	молекулярная 49
—, понижение в кайнозое, см. Похолодание кайнозойское
— потенциальная 57
Тепло, геотермический поток 26 затраты на испарение 44
—, источники и стоки 29
—, перенос 28
Теплоемкость 29
Теплопроводность 29
Теплосодержания сезонные колебания 41
Термодинамически-активные примеся (ТАП) 10, 29, 34, 37, 155
Термоклин главный 79
— сезонный 79
Термосфера 47
Террасы абразионные 291, 292 — галечные 267
Течения морские 83—87
----глубинные 87	’ { ----------------------------, кинетическая энергия 87 -----------------------------, колебания 85—87	.	• •
---, поле скорости 83—85
---, средние скорости 85
Тиллиты 189—192, 198—200, 225—242, 252, 254—256
— Агниджаб—Тингаредра 216
— Арийонга 204, 205
— Апшила 204, 205
— Библиендо 204, 205
— Блаубекер 205, 208
— Бендерлох 211
— Болла—Болена (Годж) 204, 205.
—	Боррас 211	’ .
—	Бреймар 211
— Бушманнсклиппе 205, 208
—	Буэм 216
—	Бьюпе 216
—	Виндермер 209
—	Гленколембкилл 211
—	Гоуганда 199
—	Грикватаун 202
— Дальред 211
—	Даспорт 202
—	Джбелиа 216
—	джетымской свиты 215
—	Двайка 229
—	Дивидаль 211
—	Жекнтаи 208
—	Итараре 227
—	Katec 216
— Кайгас 205, 208
—	Кейп-Оствальд 213
-	Киффа 216
—	Клегган 211
— Конгломерат Большой 205, 207
---Малый 205
— Ландрнган 204, 205
— Лонгмаркберг 211	'  \
— Лочуань 216	' _ ' :
—	Маунт-Роджерс 209	- -
—	Минерал-Форк 209	—
—	Моренесё 209
— Мортенснес 211
— Мунлайт-Велли 204, 205
— Муэльв 211
— Наньто 215
— Нумнс 205, 208
— определение 190
— Отави 205, 208
—	парцинской свиты 214
—	прнладожской впадины 214
—	Рэпитен 209
—	сатанской свиты 215
—	Свеанор 210
—	Ситу 211
—	Смаль-фьорд 211
—	Стёрт 204, 205
—	Тоби 209
—	Уилсонбреен 210
—	Уолш 204
—	Фалеме-Юкункун 216
—	Фанад 211
—	Фаргу 205
—	Фодайс 211
—	хребта Ханк 216
—	Чуос 205, 208
—	чурочинской свиты 214
—	Шихалион 211
—	Эган 217
— Эль-Эглаб 216	. - '	’
—	яблоновский 214
—	Япо 225	;
Тиллонды 190—192
—	Банджа 207
—	Баренцева моря 209
—	Буниоро 208
— волынской серии 214	.	1
404
Указатель
— Гавернмент-Риф 202	.д;-	:	•
— Гангау 203	щ	-----
— Гети 208	t-s ;UiT
— Гнейссё 201
— Госхамиа 210	.
— Дальред 211
— Дарвар 203
— Джа 207
— Железных гор 214
— Западного Конго Верхний 207
-----Нижний 207
— Комфортлесбреен 210	,	
— Консепшн 217
— кургашлинской свиты 214
— Лаврас 208
— Ленды Ннжней 208	•
— Ломагундн 202	.
— Манко Ннжней 208
— Маунт-Брус 202
— Маунт-Роджерс 209
— Мвашня 205
— Миетт 217	.
— Монк 217
— Олимпик 205
— Полюдова кряжа 214	. -
— Ренардодден 210	...	-
— Рнбейра 208	—
— Рнпи-Крнк 199
— Рэпнтен 217	. - -
— серебрянской свнты 214 _	—
— Стоэр 209
— Тнндар 217
— Топазное 208
— Уайтуотер 203
— Ферн-Крик 199
— Янисьярви 203	.	.—
Траектории фазовые 38
Трансгрессия, см. Регрессия
— Новокаспнйская 296
— Позднехазарская 296
— Хвалынская 296
Триас 121, 122, 124	-
Тропопауза 46, 47	.
Тропосфера 46, 47	i	". -
ТЗ-крнвые 82	от ~.
У , ’ J
Углекислый газ 29, 3J, 34, £5, 37» 45; 46 ----связанный 156, 157 ,1(., ----, эволюция 158, 159	г
Угол эффективный 164,, 171, 174, 175
Уплотнение прн смешении 37
Уровень карбонатной компенсации 251 —, эвстатнческие изменения-291,- 292	.
Устойчивость, см. Неустойчивость бароклинная
Ф
Фаза тектоно-магматических эпох (ТМЭ)
Акадская, см. Бретонская
Астурийская 123
Аттическая 123
Бретонская 123
Валахская 123 ,
Заальская 123	}: . .
Ларамнйская 121, 123	.
Оркадская 123, 126
Пиренейская 123	;
Позднекалендонская 122	-
Пфальцская 123	. f ’j- ..
Роданская 123	. >
Савская 123	С02 не-. •-	• т -•
Судетская 120, 123	'	. Ч —
Салаирская 122 {12 ’iir’s;	—
Свальбардская, см. Оркадская Таковская 122 Штирийская 123	/ }
Факторы клнматообразующне 13—37 — астрономические 13—25 — геофизические 25—33 — метеорологические 33—37 Фанерозой 7, 120, 218—245	•?Т
Фауна Средиземного моря, кризис 261, 262
— эдиакарская 153
Ферреля ячейка 57
Фири 265 Флора глоссоптерисовая 193, 233	. .
X
Характеристики радиационные 43, 44, 49, 50
Хребты срединно-океанические 105,	107,
117, 144
Хронология геомагнитная 249, 250 — региональная плейстоцена 275, 276
Ц
Центры действия 63, 69
Цикладофора давизиана 24
Циклон 56
Циклы конвективные, см. Конвективные циклы
Циркуляция Гадлея, см. Гадлея ячейка — муссонная 62, 179 — пассатная 28 — термохалинная 73, 76 Цнркумконтинентальность 31
Ч
Чарнокнт 118
Ш
Широта эквивалентная 23, 271
Штилле канон 122	.....
Шум красный 274
Щ
Щит ледниковый 87, 88, 198	- >
— — Альпийский 275	- -
----Антарктический 88—91, 294, 301 ---- Антарктический палеозоя 231 — — Баренцевоморский 285, 286 ---- Восточно-Антарктический 88 -----Вюрмский 268 — — Гренландский 92, 93, 286, 301 ----Западно-Антарктический 89 ----Карский 285, 286 ----Кнватннскнй 286 ----Кордильерский 286. 312 — — Лаврентийский 257, 286, 307. 312, 315 339
— — Скандинавский 285, 313, 319
----Таймырский 286
----Фенноскандннавский 257 ГГ-Э
Эвапорит 127, 188
Эвгеосинклиналь 125
Эволюционная кривая 116, 147
Экран озонный 37, 150, 153
Эксперименты нейтринные 16, 17 Эксцентриситет 20—22 Энергия внутренняя атмосферы 45
Указатель	405
— кинетическая 45 	, генерация 45 	, диссипация 45 	, зональное поле 58 	подвижных вихрей 58 	среднего движения 58 	стационарных вихрен 58 — меридиональный поток в атмосфере 50 	 в океане 50 — превращения 45 — потенциальная 45, 87 	превращения в кинетическую скорость 45 доступная 45, 87 Эпика гипотеза 14 Эоцен 122, 123, 136 Эпоха, ледниковая 274 	, стадии 271	' — плювиальная в субтропиках 295 — сухая в субтропиках 295 swqHmqo	Эра теократическая 119, 124, 145 — ледниковая 198 — талассократическая 119, 145 Эффект муссонный 31 — парниковый 35, 155, 157, 158, 184 Ю Юра 121 — 124, 135 Юри точка 152, 153 Я Ядра Айткена 35	• ' — конденсации 35 Ядро 101 — внешнее 101 —	внутреннее 101 Ячейки конвективные 104' —	открытые 104	/ —	открытые 104 v «А
406
fl
Оглавление
Предисловие 5
N
S
Глава 1
Глава 2
Глава 3
Глава 4
К'
Т
Глава 5
Часть 1	
Формирование климата
Климатообразующие факторы
§ 1.1.	Определение климата 9
§ 1.2.	Астрономические факторы 13
§ 1.3.	Геофизические факторы 25
§ 1.4.	Метеорологические факторы 33
§ 1.5.	Неединственность климата 38
Современный климат
§ 2.1.	Атмосфера 41
§ 2.2.	Океан 71
§ 2.3.	Современное оледенение 87
История Земли
§3.1.	Эволюция недр Земли 100
§ 3.2.	Тектоника литосферных плит 105
§ 3.3.	Основная геохронология 116
§ 3.4.	Геологические периоды ферозоя 121
Эволюция атмосферы и гидросферы
§ 4.1.	Первичные атмосфера и гидросфера 138 § 4.2. Рост масс гидросферы и атмосферы 142
§ 4.3.	Геохимическая эволюция атмосферы 147
Приливная эволюция системы Земля—Луна
§5.1.	Механизм приливной эволюции 161
§ 5.2.	Результаты расчетов приливной эволюции 168
§ 5.3.	Климатические следствия 176 v
407
N
S
Глава 6
Часть 11
История климата
Глава 7
Глава 8
ГламВ
Докембрий
§ 6.1.	Климатический тренд докембрия 181
§ 6.2.	Методы палеоклиматических реконструкций 187
§ 6.3.	Тиллиты нижнего протерозоя 198
§ 6.4.	Тиллиты верхнего рифея и венда 204
Фанерозой
§ 7.1.	Палеотемпературы 218
§ 7.2.	Оледенение Гондваны 225
Кайнозой
§8.1.	История оледенения Антарктиды 248
§ 8.2.	Оледенение в северном полушарии 254
§ 8.3.	История Средиземного моря 259
Плейстоцен
§9.1.	Ледниковые периоды в Альпах 264
§ 9.2.	Глобальная картина ледниковых периодов 275
§ 9.3.	История Вюрмского оледенения 299
Глава 10
Голоцен
§ 10.1.	Послеледниковое потепление 320
§ 10.2.	Эпоха викингов 343
§ 10.3.	Малый ледниковый период 355
§ 10.4.	Потепление XX века и современная тенденция 368
Список литературы 380
й
I
Предметный указатель 398
Андрей Сергеевич Моиин Юрий Александрович Шишка®, .
ИСТОРИЯ КЛИМАТА
Ответственный редактор С. С. Зилитиикевич. Редактор В. И. Кузьменко.	-г
Художественный редактор Б. А. Денисовский. Художник В. В. Бабанов.
Технический редактор В. И. Семенова. Корректор Т. В. Алексеева. ИБ № 1141.
Сдано в набор 27.07.78. Подписано в печать 15.02.79. М-12963. Формат 60X90/16. Бум. тип. № 1. Лит. гарн. Печать высокая. Печ. л. 25,5. Уч.-нзд. л. 27,19. Тираж 8800 экз. Индекс МЛ-54. Заказ № 1742. Цена 2 р. 50 к. Гидрометеоиздат, 199053. Ленинград, 2-я линия, 23. Ленинградская типография № 4 Ленинградского производственного объединения «Техническая книга» Союзполнграфпрома при Государственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. Ленинград, Д-126, Социалистическая, 14.