/
Автор: Сорохтин О.Г. Свиточ А.А. Ушаков С.А.
Теги: палеогеография геологические науки география геология наука о земле
ISBN: 5-7695-1701-8
Год: 2004
Текст
А. А. Свиточ
О.Г. Сорохтин
С. А. Ушаков
о
ф
о
ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
л
X
о
X
ф
ф
ф
е
о
ф
ф
3
ф
2
CQ
ф
Естественные
науки
I
ВЫСШЕЕ ПРОФЕССИОНАЛЬНОЕ ОБРАЗОВАНИЕ
Q2A?
А. А. СВИТОМ, О.Г.СОРОХТИН, С.А.УШАКОВ
ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
Под редакцией профессора Г.А.САФЬЯНОВА
Допущено
Министерством образования Российской Федерации
в качестве учебника для студентов высших учебных заведений,
обучающихся по географическим специальностям
Москва
ACADEMA
2004
УДК 551.8(075.8)
ББК 26.33я73
С24
Рецензенты:
д-р геогр. наук, в.н.с. Института географии РАН А. К. Маркова;
д-р геол.-минералог, наук, проф. А. А. Константиновский
Свиточ А. А.
С24 Палеогеография: Учебник для студ. высш. учеб, заведений /
А. А. Свиточ, О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков; Под ред. Г.А.Сафь-
янова. — М.: Издательский центр «Академия», 2004. — 448 с.
ISBN 5-7695-1701-8
В учебнике рассмотрена палеогеографическая история Земли начиная
с ее формирования как планетарного тела. Построение книги нетрадици-
онно для учебных курсов по палеогеографии: в ней большое место зани-
мают сведения, полученные на основе геофизических и геологических
данных о строении и глубинных процессах в земных недрах. Основные
разделы посвящены описанию геологического строения Земли, ее проис-
хождению и палеогеографическим аспектам, обусловленным тектоникой
литосферных плит, глубинными энергетическими ресурсами и конвектив-
ными движениями в мантии. Большое внимание уделено палеогеографии
последнего геологического периода — плейстоцена.
Для студентов высших учебных заведений, обучающихся по географи-
ческим специальностям.
УДК 551.8 (075.8)
ББК 26.33я73
© Свиточ А.А., Сорохтин О. Г., Ушаков С.А., 2004
© Образовательно-издательский центр «Академия», 2004
ISBN 5-7695-1701-8 © Оформление. Издательский центр «Академия», 2004
ПРЕДИСЛОВИЕ
НАУЧНОГО РЕДАКТОРА
Во второй половине XVIII в. произошел перелом в мировоззре-
нии естествоиспытателей, приведший к систематической разра-
ботке учения о развитии природы поверхности Земли. Основопо-
ложник Московского университета выдающийся русский ученый
М. В. Ломоносов обозначил в этой области естествознания цент-
ральную тему: «И, во-первых, твердо помнить должно, что види-
мые телесные на Земле вещи и весь мир не в таком состоянии
были с начал от создания, как ныне находим; но великие проис-
ходили в нем перемены, что показывает История и древняя Гео-
графия, с нынешнею снесенная».
Перед вами учебник палеогеографии, т. е. исторического зем-
леведения. Со времени издания аналогичного учебника К. К. Мар-
кова минуло полвека. Между тем за этот период практически во
всех областях наук о Земле принципиально изменились представ-
ления, связанные с технологическим прогрессом и получением
обширной информации. В частности, 60—80-е годы XX в. ознаме-
новались триумфом теории литосферных плит. Фундаментальные
представления о развитии атмосферы, гидросферы, климата и
других компонентов природы трансформировались в ходе приме-
нения новейших методов исследований.
Палеогеография — один из важнейших учебных курсов, фор-
мирующих научное мировоззрение студентов-географов, а также
специалистов смежных отраслей — геологов, океанологов, био-
логов. Эта наука ориентирует естествоиспытателей не только в про-
шлом, но и в будущем, представляя собой важнейшее средство
прогноза изменений природы, поскольку «рациональный прогноз
может осуществляться для тех компонентов природы, развитие
(саморазвитие) которых известно» (К. К. Марков, 1976).
Настоящий учебник подготовлен профессорами Московского
государственного университета им. М. В. Ломоносова — крупными
отечественными исследователями, многие десятилетия успешно
трудившимися над проблемами глобальной эволюции Земли и
палеогеографии как древнейших эпох, так и плейстоцена. Книга
будет полезна не только студентам, но и преподавателям универ-
ситетов и вузов, школьным учителям, а также широкому кругу
специалистов смежных профессий.
Г. А. Сафьянов, профессор, заведующий кафедрой
геоморфологии и палеогеографии МГУ
3
ПРЕДИСЛОВИЕ
В последние десятилетия в науках о Земле утвердились новые
представления об образовании и развитии структуры Земли, форм
и источников внутреннего энергетического процесса. В палеогео-
графии и смежных с ней научных дисциплинах эти разработки
позволили более основательно проследить историю развития при-
роды, возникшей в результате длительного эволюционного пути,
начавшегося еще в катархее — около 4,5 млрд лет назад. С появле-
нием новых палеогеографических обобщений возникла необходи-
мость в создании учебных курсов, отражающих современные на-
учные разработки по этой дисциплине. Настоящий учебник один
из них. Большое место в нем занимают материалы, полученные
по геофизическим данным, — новейшие сведения о строении и
происхождении Земли, ее энергетических основах и глубинных
процессах в мантии. По строению учебник скорее напоминает
структуру известного произведения Элизе Реклю «Земля. Описа-
ЭЛИЗЕ РЕКЛЮ.
ЗЕМЛЯ.
ОПИСАН1Е ЖИЗНИ
ЗЕМНОГО ШАРА.
Томъ 1.
ЗЕМЛЯ ВЪ М1Р0В0МБ
= ПРОСТРАН СТВЪ =
ПЕРЕВОДЪ СЪ ФРАНЦУЗСКАГО
НОЛЬ РЕДАКШЕЙ и СЪ ДОПОЛНЕН1ЯМИ
—: ~~ н. К. ЛЕБЕДЕВА
Рис. 1. Титульный лист труда
Э. Реклю, написанного автором
конце XVIII в. и изданного на
русском языке в 1912 г.
ние жизни Земного шара»
(1912), также начинавшегося с
рассмотрения строения планеты
Земля и ее положения в миро-
вом пространстве (рис. 1).
Другая особенность учебни-
ка — широкий круг рассматри-
ваемых вопросов. Так, академик
К. К. Марков в палеогеографи-
ческой науке выделил географи-
ческое и геологическое направ-
ления. В учебнике содержатся
сведения как по геологическим
и геофизическим (глубинное
строение, тектоника литосфер-
ных плит), так и по географи-
ческим (история климата, оке-
анов и ландшафтов) аспектам
палеогеографии, а также мате-
риалы по космологии (проис-
хождение Земли и Солнечной
системы), палеонтологии (био-
логическая эволюция) и архео-
логии (древний человек).
в
4
Учебник состоит из 15 глав. Вначале в нем рассмотрены общие
сведения о палеогеографии, ее положение в системе других наук,
методы и систематика (гл. 1), далее — геологические и геофизи-
ческие аспекты палеогеографии: современное строение планеты
(гл. 2), ее происхождение (гл. 3), тектоника литосферных плит (гл. 4),
энергетические основы развития Земли (гл. 5) и конвективные
движения в мантии (гл. 7).
В главах 6, 8—12 изложены географические аспекты палеогео-
графии: формирование гидросферы и атмосферы (гл. 6), эволю-
ция климата Земли (гл. 8) и ее биологической компоненты (гл. 9),
палеогеография мезозоя и раннего кайнозоя (гл. 10). Обширный
раздел книги посвящен описанию палеогеографического разви-
тия последнего геологического периода — плейстоцена (гл. 11),
диагностики и корреляции палеогеографических событий (гл. 12).
В заключительных главах рассмотрены ландшафтная сфера (гл. 13),
колебательность природного процесса (гл. 14), развитие древнего
человека и среда его обитания (гл. 15).
Главы 1, 11—15 написаны А.А.Свиточем, главы 2—10 — С.АУша-
ковым и О. Г. Сорохтиным.
Авторы считают, что при анализе природных явлений количе-
ственные оценки удобнее давать в абсолютной физической систе-
ме единиц СГС (CGS), в которой основные единицы — санти-
метр, грамм и секунда.
Из системы СГС в СИ базовые единицы переводятся по следу-
ющим соотношениям:
длина
масса
площадь
объем
сила
плотность
работа и энергия
мощность
давление, модули упругости
динамическая вязкость
ускорение силы тяжести
1 см = 10"2 м
1 г = 10"3 кг
1 см2 = 1(У4 м2
1 см3 = 10~6 м3
1 дина = 105 Н
1 г/см3 = 103 кг/м3
1 эрг = 10~7 Дж
1 эрг/с = 10"7 Вт
1 дин/см2 = КГ1 Н/м2 =
= К)’1 Па
1 П (пуаз) = КГ1 Н • с/м2 =
= 10"1 Па-с
981 см/с2 = 9,81 м/с2.
Кроме того, в книге использованы некоторые удобные и при-
вычные внесистемные единицы:
давление:
1 бар = 106 дин/см2 = 105 Н/м2 = 105 Па = 102 кПа;
1 кбар = 103 бар = 108 Па = 102 МПа;
1 Мбар = 106 бар = 10” Па = 102 ГПа;
5
I физическая атмосфера = 1 атм = 1,01325 бар;
тепловая энергия:
1 кал = 4,1868 • 107 эрг = 4,1868 Дж (термохимиче-
ская калория: 1 калтх = 4,1840-107 эрг = 4,1840 Дж);
ускорение силы тяжести:
1 Гал = 1 см/с2 = 10"2 м/с2;
напряженность магнитного поля:
1 Э (эрстед) = 79,5775 А/м.
Авторы выражают глубокую благодарность профессору
Г.А.Сафьянову за научное редактирование книги, рецензентам
А. К. Марковой и А. А. Константиновскому за ценные замечания
по работе, а также признательны Л. А. Ушаковой и Л. Д. Семено-
вой за помощь в техническом оформлении рукописи.
ГЛАВА 1
МЕСТО ПАЛЕОГЕОГРАФИИ В СИСТЕМЕ НАУК
О ЗЕМЛЕ
В настоящее время резко возросло внимание общества к окру-
жающей среде, ее экологии, охране и прогнозированию возмож-
ного развития. Природа, наиболее полно воспринимаемая через
окружающие ландшафты, возникла в результате длительной эво-
люции всех ее компонентов, изучаемых различными науками. Об-
щую историю развития природы, ее географическую оболочку
можно проанализировать с помощью палеогеографии. Материалы
этой науки — основа для летописи истории Земли — учения, за-
кономерности которого необходимо знать с раннего возраста на-
шей планеты. Без них невозможна достоверная оценка прошлого
и нынешнего состояния окружающей среды.
1.1. Предмет изучения, задачи и классификация
палеогеографии
Палеогеография — наука молодая, однако ее элементы отме-
чались еще в трудах выдающихся натуралистов — Бируни, Ави-
ценны, Леонардо да Винчи, Ж.-Б. Ламарка, Ч.Ляйеля, М. В. Ло-
моносова, Н. Стенона, К. Ф. Рулье и др. Как самостоятельное ес-
тественно-историческое научное направление палеогеография воз-
никла относительно недавно, в конце XIX — начале XX в. после
работ М. Неймара, А. П. Карпинского, И. Вальтера, А.А. Иност-
ранцева, С. Шухерта, А. Вегенера, И. Д. Лукашевича и других уче-
ных. Как сложившаяся научная дисциплина палеогеография офор-
милась в середине прошлого столетия, когда были опубликованы
капитальные сводки И. П. Герасимова и К. К. Маркова, Л. Б. Рухи-
на и Р. Флинта, а также специализированные палеогеографиче-
ские работы Б. П. Жижченко, В. М. Синицына, М.Ф.Веклича,
А. А. Величко, В. А. Зубакова, А. А. Свиточа, С. А. Ушакова, Н.А.Яса-
манова и ряда других исследователей.
Становление палеогеографии как науки связано с запросами
практики и с научно-познавательными целями и стимулирова-
лось выдающимися достижениями в геологии, геофизике, биоло-
7
гии и географии. Особенно большую роль в развитии палеогеогра-
фии сыграли разработка методов актуализма Ч. Ляйелем и фаци-
ального анализа Грессли, эволюционное учение Ж.-Б. Ламарка и
Ч. Дарвина, установление закона географической зональности почв
В. В. Докучаева и представления А. Вегенера о дрейфе материков,
в дальнейшем развитые рядом исследователей (Ле Пишон, О. Г. Со-
рохтин, С.А. Ушаков, А. П. Зоненшайн и др.) в теорию лито-
сферных плит.
По-видимому, в России термин «палеогеография» впервые упот-
ребил Н.А.Головкинский (1870) как синоним понятия «геологи-
ческая география», а за рубежом — Т.Хант (1872), считавший,
что палеогеография — это географическая история древних геоло-
гических периодов.
Большинство исследователей сходятся в том, что палеогео-
графия — это физическая география древних геологических пе-
риодов. Скорее всего ее можно определить как науку, изучающую
географическую оболочку геологического прошлого, ее строение, со-
стояние и историю развития. Академик А. А. Григорьев, выделив-
ший понятие физико-географической оболочки, понимал ее как
зону взаимообусловленных взаимодействий атмосферы, гидро-
сферы, литосферы и биосферы. Отсюда вытекает главная задача
палеогеографии — пространственно-временное изучение строения,
состава, структуры и закономерностей развития древней геогра-
фической оболочки Земли, возникновения и эволюции основных гео-
сферных оболочек.
Следовательно, предмет исследования и задачи его изучения в
палеогеографии, как и само название науки (переводимое как
древняя география), — географические. Конкретные цели и задачи
палеогеографической науки обширны и разноплановы, при этом
выделяют общие и специальные задачи палеогеографических ис-
следований. Первые составляют предмет исследования в целом,
т. е. древнюю географическую оболочку в ее совокупности. Вторые
связаны с анализом ее отдельных компонентов, а также с разра-
ботками прикладных, прогностических и методических задач.
До настоящего времени нет обшепринятого мнения о палео-
географии как самостоятельной науке и ее месте в системе наук о
Земле. Часть исследователей — А.А. Борисяк, Н.М. Страхов,
Ю. А.Жемчужников, В. В. Белоусов и А.А. Богданов — относили
палеогеографию к исторической геологии, Л. Б.Рухин считал ее
самостоятельной геологической наукой, тесно связанной с лито-
логией, исторической геологией и географией, Б. П.Жижченко —
синтетической наукой, которой свойственны собственные мето-
ды анализа, М.Ф. Веклич отмечал ее самостоятельность и бли-
зость задач с физической географией. По К. К. Маркову, палео-
география — это часть общей физической географии, имеющая
самостоятельные научные задачи и методы их решения. В. И. Сла-
8
вин, Н.А.Ясаманов и Г. И. Лазуков поместили палеогеографию на
стыке геологических и географических наук.
Как известно, основные признаки науки и ее самостоятельности
следующие: наличие предмета исследования и методов его изуче-
ния, отличных от приемов в смежных научных дисциплинах, ус-
тановление общих закономерностей, создание гипотез и теории.
Современное положение палеогеографии позволяет считать ее
самостоятельной наукой. Она имеет свой объект исследования и
систему методов изучения, основанных на открытых закономер-
ностях развития природы Земли во времени. В палеогеографии еще
не создана общая теория, в настоящее время — это период по-
ступления обильного фактического материала, его синтеза и обоб-
щений регионального и тематического характера. Появились и
крупные научные разработки, не только раскрывающие особен-
ности палеогеографической обстановки прошлого, но и позволя-
ющие прогнозировать развитие природы в будущем (принцип
пространства-времени К. К. Маркова, концепция гиперзонально-
сти А. А. Величко).
Самостоятельность палеогеографии как науки определяется и ее
отличием от ближайших к ней естественно-исторических дисцип-
лин: физической географии, исторической геологии и литологии.
Палеогеография родственна, но не тождественна физической
географии. Л.Б.Рухин, возражавший против отнесения палеогео-
графии к географическим наукам, отмечал, что главное их отличие
заключается в том, что географ непосредственно изучает поверх-
ность Земли, а палеогеограф из-за неполноты геологической ле-
тописи обычно лишен возможности анализировать детали древних
ландшафтов и реконструирует лишь их устойчивые компоненты.
Однако главное различие между физической географией и па-
леогеографией — это временной аспект и методические приемы
анализа. Физическая география (в том числе историческое земле-
ведение) изучает современное состояние географической оболочки
географическими методами, а палеогеография — сумму таких со-
стояний во времени преимущественно геологическими методами.
С исторической геологией и геотектоникой палеогеографию
сближает сходство рассмотрения предмета исследования в геоло-
гическом времени. Тем не менее предметы изучения этих наук
различны — геологическая обстановка (строение) прошлого и древ-
няя географическая оболочка. Это обстоятельство столь существен-
но, что не позволяет отнести палеогеографию к исторической гео-
логии либо к геотектонике.
Тесно связана палеогеография и с литологией, особенно с ее
разделом, посвященным изучению условий накопления осадков
посредством формационно-фациального анализа. Цели и задачи
палеогеографии более обширные, охватывающие природную сре-
ду в целом; палеогеографы идут дальше литологов и реконструи-
руют древние ландшафты либо совокупность нескольких природ-
ных компонентов, а не только фациальную обстановку. Справед-
ливо замечено, что и формально нельзя отождествлять палеогео-
графию с частью исторической геологии или литологии, ибо объект
ее исследований более общий, чем у этих наук. Не может быть
общее частью частного.
Традиционно палеогеография близка палеонтологии, поскольку
при анализе использует различные палеофаунистические и па-
леофлористические методы. В последние годы палеогеография все
больше сближается с другой областью биологии — палеоэкологи-
ей, а также с такими прикладными науками, как поиски и добы-
ча полезных ископаемых, инженерная геология, рациональное
природоведение и охрана геологической и географической среды.
Таким образом, палеогеография располагается на стыке трех
наук: географии, геологии и биологии, при этом особенно тесно
палеография связана с физической географией, исторической гео-
логией, геотектоникой и литологией, палеонтологией и палеоэко-
логией (табл. 1).
Определяя положение палеогеографии в системе наук о Земле,
можно заключить: это самостоятельная наука, так как у нее свой
объект исследования, цели и методы. По предмету изучения это
частная наука, синтетическая по характеру, переходная (проме-
жуточная) по положению и конкретная по задачам. Девиз палео-
географии «От настоящего к прошлому, от прошлого к настоящему
и будущему» означает познание прошлого посредством настояще-
го, а настоящего и будущего — посредством прошлого.
Специфика палеогеографии в первую очередь заключается в
своеобразии предмета исследования — древней географической
обстановки, реконструируемой преимущественно геологически-
ми методами. Следовательно, цель географическая, а методы гео-
логические. Сочетание таких задач и приемов обусловило спени-
Таблица 1
Положение палеогеографии в системе наук о Земле
Географические науки Геологические науки Биологические науки
Физическая география (ландшафтоведение, гео- морфология, гидрология, климатология, океаноло- гия, биогеография, поч- воведение, гляциология и др.) Картография П А Л I Литология (учение о фациях) Геотектоника (мобилизм) Палеонтология Историческая геология : О Г Е О Г Р А Ф 1 Экология (палео- экология) И Я
фику используемых методов, выбор и набор которых связаны с
получением палеогеографической информации.
Классификация палеогеографии. Н.М. Страхов разделил палео-
географию на собственно палеогеографию, занимающуюся про-
странственными реконструкциями, и биономию, восстанавлива-
ющую физико-географические условия прошлого. К. К. Марков от-
метил географическое и геологическое направления в палеогеогра-
фии. Эти представления о двуединой палеогеографии получили даль-
нейшее развитие в работах А. А. Величко, вычленившего из палео-
географии новое научное направление — эволюционную географию.
Предмет исследования палеогеографии — реконструкция при-
родных условий прошлого, установление закономерностей их вре-
менного развития для анализа происхождения современной обо-
лочки, ее структуры и дальнейшего развития.
А. В.Хабаков характеризовал динамическую палеогеографию как
дисциплину, изучающую динамику природных процессов прошло-
го. Л.Б.Рухин подразделил палеогеографию на общую и регио-
нальную. Дробная тематическая классификация палеогеографии
предложена М.Ф.Векличем и вслед за ним В. И. Славиным и
Н. А. Ясамановым.
В зависимости от задач палеогеографию можно классифициро-
вать по-разному. По целевым задачам палеогеография подразделя-
ется на общую, частную и прикладную. Главная цель общей палео-
географии — синтез палеогеографических данных и рассмотрение
прошлого географической оболочки в целом. К этому разделу наук
можно отнести и теоретическую палеогеографию, широко исполь-
зующую математические методы и моделирование.
Частная палеогеография занимается анализом конкретных па-
леогеографических аспектов и состоит из компонентной, регио-
нальной и исторической палеогеографии.
В задачу первого (компонентного) направления входит иссле-
дование нескольких отдельных компонентов и процессов приро-
ды прошлого — реконструкция ландшафтов прошлого, палеокли-
матической, палеогидрологической, палеофаунистической, палео-
флористической, палеогеоморфологической и палеоэкологической
обстановок.
Второе и третье направления представляют собой пространствен-
но-временную тематику палеогеографии. Региональная палеогеог-
рафия занимается реконструкциями на определенных площадях
(области, регионы, районы, участки и т.д.), а историческая палео-
география воспроизводит природу по временным вехам.
Палеогеографию, как и любую историческую науку, можно
Разделить хронологически, например по основным подразделе-
ниям геологической шкалы (эры, периоды, эпохи, века и т.д.).
И наконец, прикладная палеогеография — это сфера применения
палеогеографических данных для практических задач. В ней выделя-
ют следующие направления: поисковое, занятое преимущественно
выявлением полезных ископаемых осадочного происхождения
(уголь, нефть, горючие сланцы, бокситы, железные руды, фосфо-
риты и т.д.); прогностическое, при котором палеогеографическую
информацию используют для долгосрочного и сверхдолгосрочного
географического прогноза; охраноприродоведческое, связанное с
рациональным природоведением и защитой окружающей среды от
вредного антропогенного воздействия и тесно примыкающие к нему
экологическое и геоэкологическое направления.
Разработка этих вопросов выявила новое направление палео-
географической науки — «нетрадиционную палеогеографию», за-
нимающуюся палеоэкологическими проблемами. В настоящее время
большую роль играет геоэкология — наука о природной среде и ее
развитии под влиянием антропогенных факторов, резко изменя-
ющих природную обстановку. В круг ее интересов вошло новое
направление — палеогеоэкология, связанное с временным ана-
лизом природных геоэкологических событий прошлого и ее со-
стоянием относительно каких-либо организмов.
1.2. Методология и методы
Гносеологическая основа палеогеографии — главнейшие зако-
номерности развития древней природы Земли. Эти закономерно-
сти включают: 1) единство природы; 2) всеобщность и взаимо-
связь явлений и процессов; 3) направленность, неравномерность
и полихронность развития; 4) зональность (региональность) и
индивидуальность проявления; 5) сочетание близких (неоргани-
ческая природа) и неповторимых (органическая природа) черт
развития. В своей совокупности они и составляют методологию
палеогеографии как науки об исчезнувшей географической обста-
новке и методах ее изучения.
Палеогеографические методы можно разделить на аналитиче-
ские (частные), поставляющие фактический материал, и синте-
тические (общие), с помощью которых осмысливается совокуп-
ный аналитический результат (табл. 2). При анализе в современ-
ной палеогеографии используют методы геологии, географии,
биологии и т.д.
Среди них преобладают аналитические приемы различных гео-
логических наук — литологии, исторической геологии, геофизи-
ки, геохимии и т.д., что в первую очередь связано с конкретным
объектом анализа — геологической породой и содержащимися в
ней ископаемыми остатками.
Важное значение в палеогеографии имеют географические и
биологические приемы анализа (картографические, геоморфоло-
гические, палеопедологические, палеонтологические, палеоэко-
логические и т.д.), позволяющие получать информацию, не дос-
12
Таблица 2
Методы палеогеографических исследований
Аналитический метод Синтетический метод
— Геохимический Исторический
Геофизический
формационно-фациальный Актуализма
Литологический Причинности
Палеонтологический Дополнительности
Картографический Комплексный
П алеоэкологический
Физико-географический (ландшафтный, геомор- фологический, климатологический и т.д.)
тупную для извлечения геологическими методами. Все больше при-
меняют разнообразные математические и экспериментальные ме-
тоды с использованием ЭВМ и компьютерных технологий. Эти
приемы облегчают обработку фактологического материала, оцен-
ку вероятности осуществления какого-либо палеогеографическо-
го события, сведения о котором либо очень многочисленны и
трудно распознаваемы, либо — вследствие неполноты геологи-
ческой летописи — отрывочны.
Палеогеографический синтез исходных аналитических данных
осуществляется историческим методом и методом актуализма,
принципами причинности и дополнительности и комплексного
(сопряженного) анализа.
Исторический метод в палеогеографии — это анализ развития
природы во временной последовательности и взаимосвязи, он
наряду с принципом причинности является ее основным методо-
логическим приемом.
Метод актуализма, активно применявшийся во время зарож-
дения и становления палеогеографии, в дальнейшем стал исполь-
зоваться ограниченно, поскольку развитие многих компонентов
природы неповторимо и современную обстановку не всегда мож-
но переносить на древние эпохи.
Неопределенность (двойственность) поведения некоторых мик-
рообъекгов природы известна давно. Она проявляется и на других
более высокоорганизованных уровнях материи, — например, в
развитии климата, ледников, речных долин и т.д.
Необходимый методический прием при палеогеографических
исследованиях — комплексный {сопряженный) палеогеографический
13
анализ, подразумевающий не только использование рационального
набора методов, но и сопряженное истолкование их результатов.
Это означает, что конкретные методы в комплексе дают арифме-
тическую сумму знаний, а также контролируют результаты друг
друга.
1.3. Проблема пространства — времени
В самых общих чертах понятие пространства—времени пред-
ставляет собой философскую категорию, отражающую всеобщие
формы бытия материи, ее гносеологические корни уходят к тру-
дам античных авторов (Аристотель, Лукреций Кар и др.), отме-
чавших неразрывную связь этих понятий. В науках о Земле, в час-
тности в палеогеографии, проблема пространства—времени — это
хронологическая оценка проявления каких-либо природных про-
цессов, происходивших в разных частях пространства.
Конкретные вопросы пространственно-временных отношений
возникли еще в прошлом веке и были связаны с анализом «гомо-
таксиса» — близкой последовательности напластований, характе-
ризующихся сходной фауной. Впервые Т. Хаксли, а позже У. Метью
отмечали, что одинаковая последовательность событий — это еще
не одновременность. Г. Осборн, напротив, считал синхронной
эволюцию млекопитающих разных континентов. В. Рамсей на при-
мере разновременности образования береговой линии озер Скан-
динавии назвал это явление метахронностью или запаздыванием.
Проблема пространственно-временных отношений в палеогео-
графии сформулирована К. К. Марковым, который рассмотрел
развитие четвертичных ледников и отметил, что в связи с боль-
шим разнообразием географических условий на поверхности Зем-
ли оледенения, возникнув под влиянием общих причин, развива-
ются не одновременно и даже противоположно.
Лежащие в основе представлений К. К. Маркова общие положе-
ния о неадекватном отражении элементами географической обо-
лочки каких-либо природных процессов очевидны и в целом не
вызывают сомнения у большинства исследователей. При этом пол-
ным совпадением каких-либо событий следует считать только те,
которые укладываются в один временной интервал. Однако учиты-
вая состояние методов абсолютного датирования, фактологический
дефицит, связанный с перерывами осадконакопления, размыва-
ми и длительностью геологического времени, события можно счи-
тать относительно синхронными, если максимум их проявления
совпадает. Если же этого не отмечается, то события асинхронны.
При пространственно-временном анализе палеогеографических
событий интересно установление иерархической зависимости и пос-
ледовательности восприятия (рис. 2). Известно, что в природе су-
шествует иерархия процессов и компонентов по степени их взаи-
мосвязи и отражения внешних воздействий. В одном временном
интервале прямое воздействие, как правило, проявляется син-
хронно (например, тепловой баланс Солнца — температурный
климатический режим; растительность — растительноядная фау-
на). Чем опосредованнее влияние, тем больше вероятность хроно-
логического несовпадения вызванных изменений. Отсюда очевид-
на синхронность крупных температурных изменений климата,
прямо связанная с лучистой энергией Солнца, и метахронность
колебаний увлажнения, лишь опосредованно (через океан и рель-
еф) связанных с солнечной радиацией.
В плейстоцене для разных процессов и компонентов природы
отмечается разнообразие проявления во времени и пространстве, при-
чем в равной степени развитие могло происходить одновременно
и не одновременно и осуществляться в разных сочетаниях у одних
Рис. 2. Иерархия процессов и компонентов природы (Л), их временных
отношений (Б).и степень проявления синхронности — асинхронности
(В) в зависимости от времени (/) и пространства (s).
Пунктирные линии — менее устойчивые связи между процессами
и тех же природных процессов. Эти пространственно-временные
свойства природы называются по-разному. Одновременно проте-
кавшие — как синхронные, или изохронные, не одновременно —
как асинхронные с более конкретными определениями: метахрон-
ные (от греч. meta — после, за, через + chronos — время), гетеро-
хронные (heteros — другой...), диахронные (dia — раз, пере...),
олигохронные (olygos — немногий, незначительный) и др. Все эти
термины ввиду своей четкой определенности не могут в целом
охарактеризовать отмеченное выше свойство природного процесса.
Исходя из этого предложено понятие «полихронностъ» (А.А.Сви-
точ, 1987) (от poly — много + chronos) — свойство различных ком-
понентов и процессов природы проявляться в пространстве в разных
(многих) временных соотношениях как одновременно, так и не
одновременно. Полихронность не подменяет понятий «синхрон-
ность» и «асинхронность» (в том числе «метахронность»), кото-
рые представляют собой более частные свойства природного про-
цесса (см. рис. 2), в совокупности составляющие его более общую
«полихронную» черту, свойственную всем древним геологическим
периодам. Процессы и компоненты природы, тесно связанные с
колебаниями климата (температурными), в основном проявля-
ются более или менее синхронно и, наоборот, процессы, обус-
ловленные характером тектонических движений, обычно прояв-
ляются асинхронно.
Если рассматривать проявления синхронности и асинхронно-
сти природного процесса во времени, то нетрудно заметить, что
с увеличением хронологического объема отрезка повышается ве-
роятность синхронного проявления какого-либо события. При
уменьшении длительности интервала времени резче проявляются
черты асинхронности. Например, ход климатических изменений,
материковых оледенений, появление новых растительных сооб-
ществ и фаунистических комплексов в масштабе последнего гео-
логического периода и его эпох в целом, по-видимому, совпада-
ли. Ход этих же явлений в диапазоне нескольких тысяч лет и менее
зачастую протекал несинхронно. Наоборот, при анализе фактора
пространства выясняется, что одновременность проявления ка-
кого-либо события увеличивается при уменьшении пространствен-
ных рамок, в то время как на обширных площадях вероятность
несовпадения хода события больше. Так, развитие ледников со-
седних горных хребтов чаше будет более сходным, чем развитие
горных ледников разных материков. Следовательно, обнаружива-
ется определенная связь между ходом проявления природных про-
цессов и масштабом пространственно-временных отношений. При
этом возможность асинхронного осуществления событий повы-
шается при уменьшении временного диапазона и увеличении про-
странственных рамок, а в противоположном случае увеличивает-
ся вероятность синхронного проявления событий.
ГЛАВА 2
СОВРЕМЕННАЯ ЗЕМЛЯ
2.1. Общие сведения о Земле
Основную часть информации о внутреннем строении Земли
дают геофизические методы, включающие: 1) сейсмологические
и сейсмические методы, основанные на регистрации упругих ко-
лебаний, вызываемых землетрясениями или крупными взрывами;
2) гравиметрические методы, основанные на изучении поля силы
тяжести Земли, создаваемого притяжением масс самой Земли, ее
вращением, а также притяжением других космических тел, и да-
ющие информацию о конфигурации Земли и распределении масс
в ее недрах; 3) магнитометрические методы, изучающие магнит-
ное поле Земли, создаваемое замкнутыми электрическими тока-
ми и намагниченностью горных пород; 4) геотермические мето-
ды, исследующие тепловое поле Земли и плотность теплового
потока на ее поверхности, обусловленные как термическим ре-
жимом недр, так и способностью различных оболочек Земли пе-
редавать глубинное тепло и самостоятельно его генерировать.
Кроме геофизики о внутреннем строении Земли косвенно по-
зволяют судить лабораторные эксперименты, а также изучение
космических тел (метеоритов), попадающих на поверхность на-
шей планеты.
Строение нашей планеты сегодня хорошо известно по сейсми-
ческим данным и анализу собственных колебаний Земли, а состав
ее верхних оболочек (земная кора, гидросфера и атмосфера) —
по геологическим данным и прямым измерениям. Сведения о со-
ставе мантии Земли менее определенные, но все-таки по сово-
купности всех геологических и геофизических данных сегодня о
строении и составе этой земной оболочки можно судить достаточ-
но уверенно.
Земля — третья по порядку от Солнца планета Солнечной
системы, вращается вокруг Солнца по близкой к круговой орби-
те (эксцентриситет орбиты £ = 0,0167) на среднем расстоянии
149,6 млн км. Если смотреть со стороны Северного полюса небес-
ной сферы, то вращение Земли, как и других планет вокруг Солн-
ца, происходит против часовой стрелки. Средняя скорость движе-
। Лця Земли по орбите равна 29,765 км/с, период обращения (про-
586864 „
должительность года) составляет 365,24 солнечных суток или
3,147- 107 с. Земля обладает собственным осевым вращением в
прямом направлении (т.е. также против часовой стрелки, если
смотреть со стороны Северного полюса), период осевого враще-
ния Земли равен 23 ч 56 мин 4,1 с или 8,616 • 104 с.
Масса Земли Mg равна 5,98 • 1О27 г, средний радиус Rg — 6371 км,
площадь поверхности Земли — 5,1 • 1018 см2 (510,08 млн км2), сред-
няя плотность вещества Земли р — 5,52 г/см3, среднее ускорение
силы тяжести на земной поверхности g достигает 981 Гал. Фигура
Земли описывается геоидом, представляющим собой эквипотен-
циальную поверхность силы тяжести (рис. 3). Вне континентов геоид
совпадает с невозмущенной поверхностью воды в Мировом океа-
не. На континентах поверхность рассчитывается по гравиметри-
ческим данным или по спутниковым наблюдениям. Лучше всего
геоид аппроксимируется эллипсоидом вращения — равновесной
фигурой вращающейся однородной жидкости. Отклонения геоида
от такого эллипсоида не превышают +86 и -105 м и вызываются
как неоднородностями распределения масс в Земле, так и дина-
мическими процессами, развивающимися в ядре мантии и в ли-
тосфере Земли.
Сплюснутость геоида (эллипсоида вращения) определяется ско-
ростью вращения Земли вокруг полярной оси. У современной Зем-
ли полярный радиус Rn равен 6356,78 км, а экваториальный R3 —
6378,16 км, следовательно, ее сжатие е = (R3 - Rn)/R3 = 1/298,3.
Центробежное ускорение силы тяжести на экваторе достигает
3,392 Гал.
Из приведенных данных о форме геоида следует, что фигура
Земли очень близко (с точностью до 1 %) соответствует равновес-
ной форме вращающейся жидкости. Отсюда можно предположить,
что вещество Земли в ее недрах также находится в эффективно
жидком состоянии, хотя вязкость такой «жидкости» может быть
очень высокой (здесь невольно напрашивается аналогия свойств
земного вещества со свойствами льда и вара).
Момент инерции Земли относительно оси вращения I =
8,04-1- 1044 г/см2, тогда как ее безразмерный средний момент
инерции J = I/(MR2) - 0,33076, что свидетельствует о значитель-
ном уплотнении земного вещества к центру планеты (для одно-
родной по плотности сферы J- 0,4).
Как известно, Земля имеет собственное магнитное поле, макси-
мальная напряженность которого около 0,6—0,7 Э наблюдается
возле магнитных полюсов. На экваторе она уменьшается до 0,25 —
0,42 Э.
Главной компонентой магнитного поля является поле магнит-
ного диполя или однородно намагниченного шара. Ось магнитно-
го диполя сейчас наклонена к оси вращения Земли под углом
10,5°, однако ее среднее положение за периоды времени порядка
Рис. 3. Карта высот геоида, м (О. Г.Сорохтин, С. А. Ушаков, 2002)
нескольких десятков — сотен тысяч лет близко совпадает с гео-
графической осью.
Через поверхность Земли постоянно теряется часть ее внутрен-
него тепла. Современный суммарный тепловой поток, пересека-
ющий поверхность Земли, близок к (4,2—4,5) • 1О20 эрг/с и в сред-
нем может быть принят равным 4,3 1О20 эрг/с. Средний тепловой
поток через континенты приблизительно равен 1,43 • 10"6 кал/
(см2 - с), а через океанское дно — 2,37 10~6 кал/(см2- с). Всего че-
рез континенты теряется около 1,2- 1020 эрг/с, тогда как через
океанское дно примерно в 2,5 раза больше — около 3, 1 • 1О20 эрг/с.
2.2. Атмосфера и гидросфера Земли
Плотные газовые и жидко-водяные внешние оболочки могут
существовать только у сравнительно массивных планет, гравита-
ционные поля которых способны удерживать газовые молекулы
со средними молекулярными массами, а поверхностная темпера-
тура превышает температуру плавления льда, но ниже температу-
ры кипения воды. Из всех планет Солнечной системы такими усло-
виями обладает только Земля. Например, Меркурий из-за своей
малой массы (0,06 массы Земли) и близости к Солнцу потерял
практически всю свою атмосферу (давление меркурианской ат-
мосферы менее 2 • 10"14 атм). Венера, хоть и обладает плотной атмо-
сферой (около 90 атм), но благодаря большому парниковому эф-
фекту ее поверхностная температура (приблизительно равная
470 °C) значительно выше критической температуры перехода воды
в газовое (флюидное) состояние (374 °C). Марс, масса которого
равна 0,11 массы Земли, сохранил лишь весьма разреженную ат-
мосферу (около 6 • 10-3 атм), тогда как вся гидросфера на этой
холодной планете сейчас находится только в замерзшем состоя-
нии.
Внешние планеты Солнечной системы (Юпитер, Сатурн, Уран
и Нептун) имеют исключительно плотные атмосферы, но лише-
ны жидких гидросфер. На их спутниках, как и на Марсе, все по-
верхностные воды находятся только в замерзшем состоянии.
Атмосфера Земли
Масса земной атмосферы равна примерно 5,15 • 1021 г. Среднее
давление воздуха на уровне моря р0 = 1,0132 бар = 1013,2 мбар
(760 мм рт. ст.), а плотность р0 ~ 1,27 • 10-3 бар.
Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для
планет Солнечной системы. Сухой воздух содержит 75,51% (по
массе) азота, 23,15 % кислорода, 1,28 % аргона, 0,046% диоксида
углерода, 0,00125 % неона и около 0,0007 % остальных газов. Важ-
7П
пая активная компонента атмосферы — водяной пар (и вода в
каплях облаков).
Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12—
0 13) • Ю20 г, что в пересчете на слой конденсированной воды со-
ставляет 2,5 см (25 мм) или в среднем 2,5 г/см2 земной поверхно-
сти. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков,
приблизительно равное 780 мм вод. ст., то легко определить, что
водяной пар в атмосфере обновляется примерно 30 раз в году или
каждые 12 дней.
В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового
излучения Солнца образуется озон, состоящий из трехатомных
молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмо-
сфере), этот газ защищает жизнь на поверхности Земли от пагуб-
ного воздействия жесткого излучения Солнца.
Температурный режим атмосферы и земной поверхности опре-
деляется известной формулой Стефана—Больцмана
Т4=^Ь = (1-Л)7;4,
где Те = 255 К — радиационная или эффективная температура (в
градусах Кельвина), благодаря которой Земля видна из космоса;
Тьь = 278,8 К — абсолютная температура «абсолютно черного тела»
на среднем расстоянии Земли от Солнца; А ~ 0,3 — суммарное
сферическое альбедо (отражательная способность) атмосферы и
земной поверхности; 5= 1,37- 106 эрг/(см2-с) — среднее значе-
ние солнечной постоянной, определяющей удельный поток энер-
гии, падающей на Землю в подсолнечной точке; о = 5,67 • 10~5
эрг/(см2-с• град4) — постоянная Стефана—Больцмана.
Отметим, что 70 % солнечного излучения отражается атмосфе-
рой и земной поверхностью обратно в космос, остальная энергия
(30%) рассеивается в атмосфере и поглощается земной поверх-
ностью. В атмосфере и ее облачном покрове поглощается около
23 % солнечного излучения. При этом главные поглотители сол-
нечной энергии в атмосфере — водяной пар, диоксид углерода и
озон. Облачный покров создает сильную отрицательную обратную
связь между эффективной температурой и альбедо атмосферы.
Прогрев нижнего и наиболее плотного слоя атмосферы — ее
тропосферы — приводит к возникновению в нем конвективного
перемешивания воздуха. Для адиабатических процессов справед-
ливо уравнение
Т = Сра,
где р — давление; а = (у - 1)/ у; у = cp/cv (ср и cv — теплоемкость
газа соответственно при постоянном давлении и постоянном объе-
21
ме). Для всех трехатомных газов (СО2 и Н2О) у = 1,3 и а = 0,2308, а
для двухатомных (N2 и О2) у = 1,3 и а = 0,2857. При конденсации
паров воды во влажной тропосфере выделяется тепло и повыша-
ется температура воздуха, что приводит к снижению показателя
адиабаты а. Например, среднее значение этого параметра для влаж-
ной тропосферы Земли равно 0,207.
Приведенных двух условий вполне достаточно для однознач-
ного установления среднего распределения температуры в тро-
посфере и парникового эффекта атмосферы.
В тропосфере сконцентрировано около 80 % атмосферного воз-
духа, ее толщина меняется от 8 —10 км в приполярных районах до
17—18 км у экватора и в среднем близка к 10—12 км. Среднее
значение адиабатического градиента температуры влажной тро-
посферы примерно 6,5 К/км (для сухого воздуха — 9,8 К/км). В про-
тивоположность конвективному выносу тепла из тропосферы основ-
ным механизмом переноса тепла в вышележащих слоях атмосфе-
ры (в стратосфере, мезосфере и термосфере) является радиация
лучистой энергии. В связи с этим распределение температуры в
верхних слоях атмосферы становится более сложным. В частности,
повышение температуры в мезосфере объясняется поглощением
озоном ультрафиолетового излучения Солнца. В результате радиа-
ционно-конвективного баланса атмосферы средняя температура
на поверхности Земли положительная и равна 15 °C.
Гидросфера Земли
Земля — единственная планета Солнечной системы, на поверх-
ности которой вода может находиться в жидком состоянии. Масса
воды в современной гидросфере достигает 14,6 • 1023 г. Большая ее
часть сосредоточена в Мировом океане — 13,7 • 1023 г и в матери-
ковых льдах — 0,23 • 1023, а на пресные воды суши приходится
только около 0,01 • 1023 г воды. Помимо свободной воды на повер-
хности Земли часть ее в виде грунтовых и поровых вод пропиты-
вает континентальную и океаническую кору. Суммарная масса та-
ких вод достигает примерно 0,66 • 1023 г. Средняя соленость океа-
нических вод составляет 35 %0 (промилле), следовательно, в водах
океана растворено около 0,48 • 1023 г солей.
Кроме жидкой фазы, часть воды связана в гидросиликатах зем-
ной коры. В континентальной коре связано около 3,92 • 1023 г воды,
а в океанической коре — 3,21 • 1021 г. Всего на Земле в ее верхних
геосферах — земной коре и гидросфере (влагой атмосферы можно
пренебречь) — сосредоточено примерно 21,73 • 1021 г воды.
Воды океанов и морей покрывают около 2/3 всей поверхности
Земли; суммарная площадь водной поверхности достигает 361,46 млн
км2, средняя глубина Мирового океана (с учетом глубин эпиконти-
нентальных морей) близка к 3,8 км. В океанской воде растворены
77
практически все элементы таблицы Д. И. Менделеева. Из них глав-
ные катионы и анионы (%0): Na+ — 10,764, Mg2+ — 1,297, Са2+ —
0 408 и К+ - 0,388, СГ- 19,353, SO42~ - 0,701, НСО3” - 0,143,
СО32' - 0,070, Вг - 0,066, F’ - 0,0013, Н3ВО3 - 0,026. В воде
океанов растворены также некоторые газы. В верхних слоях океана
в каждом литре воды в среднем содержится приблизительно 50 мл
диоксида углерода, 13 мл азота, от 2 до 8 мл кислорода, 0,32 мл
аргона и незначительные количества других благородных газов.
Известно, что растворимость газов в воде возрастает с умень-
шением ее температуры, поэтому холодные океанские воды вы-
соких широт насыщены растворенными газами в большей степе-
ни, чем теплые воды тропических широт. Всего в океане растворе-
но около 1,4 • 1020 г СО2, т.е. почти в 60 раз больше, чем в атмо-
сфере (2,4- 1018 г). Кислорода в океане растворено около 8 • 1018 г
или приблизительно в 150 раз меньше, чем в атмосфере (1,19 • 1021 г).
С повышением температуры океанских вод растворимость га-
зов в них уменьшается. Этим, в частности, объясняется известная
корреляция между палеотемпературами и концентрациями диок-
сида углерода, определяемыми по изотопам кислорода в пробах
льда и по анализам состава воздуха в пузырьках фирна Гренлан-
дии и Антарктиды. По этой причине естественные (не антропо-
генные) изменения концентрации СО2 в земной атмосфере все-
гда являются следствием изменений средней температуры воды в
океанах, а не наоборот, как это предполагают некоторые иссле-
дователи.
Океанская вода обладает слабой щелочной реакцией с pH 7,5 —
8,5. Уровень такой щелочности поддерживается равновесием меж-
ду карбонатом кальция осадков и растворенным в воде его бикар-
бонатом Са(НСО3)2: при избытке СО2 карбонат растворяется и
превращается в бикарбонат и, наоборот, при недостатке СО2 би-
карбонат переходит в карбонат и выпадает в осадок. В холодных
глубинных водах современного океана растворение карбонатов
начинается примерно на глубинах около 4,5 км, поэтому глубже
этого уровня карбонатные осадки на океанском дне в настоящее
время не обнаруживаются.
Ежегодно реки сносят с суши в океаны примерно 2,53 • 1016 г
терригенного материала, из них (2,21 — 2,26) • 1016 г приходится на
взвесь, остальное — на растворенные и органические вещества.
2.3. Земная кора
Земная кора представляет собой верхний слой жесткой обо-
лочки Земли — ее литосферы и отличается от подкоровых частей
литосферы строением и химическим составом. Земная кора отде-
ляется от подстилающей ее литосферной мантии границей Мохо-
23
Рис. 4. Гипсометрическая кривая поверхности земной коры
ровичича, на которой скорость распространения продольных сей-
смических волн скачкообразно возрастает от 6,5 до 8,0—8,2 км/с.
Поверхность земной коры формируется благодаря трем разно-
направленным воздействиям: тектоническим движениям, созда-
ющим неровности рельефа, денудации этого рельефа за счет раз-
рушения и выветривания слагающих его горных пород и благода-
ря процессам осадконакопления. В результате постоянно форми-
рующаяся и одновременно сглаживающаяся поверхность земной
коры оказывается достаточно сложной. Максимальная контраст-
ность рельефа наблюдается только в местах наибольшей совре-
менной тектонической активности Земли, например, на конти-
нентальной окраине Южной Америки, где перепад уровней рель-
ефа между Перуано-Чилийским глубоководным желобом и вер-
шинами Анд достигает 16—17 км.
Значительные контрасты высот (до 7—8 км) и большая рас-
члененность рельефа отмечаются в современных зонах столкнове-
ния континентов, например в Альпийско-Гималайском складча-
том поясе.
В обоих этих случаях предельные перепады высот рельефа опре-
деляются не только интенсивностью тектонических деформаций
земной коры и скоростью ее денудации, но и реологическими
свойствами коровых пород, переходящих под влиянием избыточных
и некомпенсированных напряжений в пластическое состояние.
Крупные перепады рельефа в гравитационном поле Земли при-
водят к избыточным напряжениям, превышающим пределы пла-
стичности пород, и к пластическому растеканию слишком круп-
НЫХ неровностей рельефа. Силь-
но выровнены каледонские и
,feNf более протерозойские склад-
чато-глыбовые зоны, часто
практически совсем не выделя-
емые в рельефе. Вместе с тем в
аккумулятивных депрессиях и
впадинах Земли постоянно на-
капливаются осадочные толщи,
погребая под собой формы ре-
льефа коренных пород земной
коры.
В обобщенном виде рельеф
земной коры (поверхность Зем-
ли) описывается гипсометри-
ческой кривой (рис. 4). По вер-
тикали на ней отложены высо-
ты рельефа твердой поверхности
Земли, а по горизонтали — сум-
марная площадь районов, пре-
3000-
2000-
1000-
о-
-1000-
8 -2000-
» -3000 -
-4000-
-5000 -
-6000-
-7000 -
0 1 2 3 4 5 6
Площадь, %
Рис. 5. Дифференциальная форма
гипсометрической кривой поверх-
ности земной коры (по А. Вегенеру).
Пунктиром показано распределе-
ние Гаусса
вышающих данный уровень. Нагляднее другая дифференци-
альная форма гипсометрической кривой, предложенная А. Веге-
нером и показывающая, какая доля земной поверхности располо-
жена на данной высотной отметке (рис. 5). Интерпретируя эту кри-
вую, Вегенер еще в 1915 г. пришел к правильному выводу, что
двугорбый характер дифференциальной гипсометрической кри-
вой свидетельствует о существовании двух типов земной коры —
более плотной базальтовой под океанами и гранитной под конти-
нентами.
Океаническая кора
Океаническая кора примитивна по своему составу и по суще-
ству представляет собой верхний дифференцированный слой ман-
тии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков.
В океанической коре обычно выделяют три слоя, первый из них
(верхний) — осадочный.
В основании осадочного слоя часто залегают тонкие и не вы-
держанные по простиранию металлоносные осадки с преоблада-
нием в них оксидов железа. Нижняя часть осадочного слоя обычно
сложена карбонатными породами, отложившимися на глубинах
Менее 4—4,5 км. На больших глубинах эти образования, как пра-
вило, не обнаруживаются, поскольку слагающие их микроскопи-
ческие раковины одноклеточных организмов (фораминифер и
Кокколитофорид) при давлении выше 400—450 атм легко раство-
ряются в морской воде.
25
По данной причине в океанских впадинах на глубинах, превы-
шающих 4—4,5 км, верхняя часть осадочного слоя сложена в ос-
новном бескарбонатными осадками — красными глубоководны-
ми глинами и кремнистыми илами. Возле островных дуг и вулка-
нических островов в разрезе осадочной толщи часто встречаются
линзы и прослои вулканогенных отложений, а вблизи дельт круп-
ных рек — и терригенные осадки. В открытых океанах толщина
осадочного слоя возрастает от гребней срединно-океанических
хребтов, где осадков почти нет, к их периферийным частям.
Средняя мощность осадков невелика и близка к 0,5 км, а возле
континентальных окраин атлантического типа и в районах круп-
ных речных дельт она возрастает до 10—12 км. Связано это с тем,
что практически весь терригенный материал, сносимый с суши,
отлагается в прибрежных участках океанов и на материковых скло-
нах континентов.
Второй, базальтовый, слой океанической коры в верхней сво-
ей части сложен базальтовыми лавами толеитового состава (рис. 6).
Изливаясь в подводных условиях, эти лавы приобретают причуд-
ливые формы гофрированных труб и подушек, поэтому их назы-
вают подушечными лавами. Ниже располагаются долеритовые дай-
Рис. 6. Строение рифтовой зоны и океанической коры:
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — подушечные базальтовые лавы; 4 — дайковый
комплекс, долериты; 5— габбро; 6— расслоенный комплекс; 7— серпентиниты;
8— лерцолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10— изотерма 500 °C (начало
серпентинизации)
26
тОГо же толеитового состава, представляющие собой бывшие
коДБодяшие каналы, по которым базальтовая магма в рифтовых
зонах изливалась на поверхность океанского дна. Базальтовый слой
океанической коры обнажается во многих местах океанского дна,
примыкающих к гребням срединно-океанических хребтов и об-
памляюших их трансформных разломов. Этот слой был подробно
изучен как традиционными методами исследования океанского
дна (драгирование, отбор проб грунтовыми трубками, фотогра-
фирование), так и с помощью подводных обитаемых аппаратов,
позволяющих воочию наблюдать геологическое строение обследуе-
мых объектов и целенаправленно отбирать образцы пород. Кроме
того, за последние 25 лет верхние слои базальтового слоя были
вскрыты многочисленными скважинами глубоководного бурения.
Из них некоторые даже прошли слой подушечных лав и вошли в
долериты лайкового комплекса. Общая мощность базальтового слоя
океанической коры, судя по сейсмическим данным, достигает 1,5,
иногда 2 км.
Частые находки в крупных трансформных разломах включений
габбро-толеитового состава свидетельствуют о том, что в состав
океанической коры входят и эти плотные крупнокристаллические
породы. Учитывая строение офиолитовых покровов в складчатых
поясах Земли, которые, как известно, представляют собой фраг-
менты древней океанической коры, надвинутой в этих поясах на
бывшие края континентов, можно заключить, что дайковый ком-
плекс и в современной океанической коре (как и в офиолитовых
покровах) снизу подстилается слоем габбро, слагающим верхнюю
часть третьего слоя океанической коры. На некотором удалении
от гребней срединно-океанических хребтов, судя по сейсмиче-
ским данным, прослеживается и нижняя часть этого слоя коры.
Многочисленные находки в крупных трансформных разломах
серпентинитов, соответствующих по составу гидратированным
перидотитам и аналогичным по строению серпентинитам офио-
литовых комплексов, показывают, что нижняя часть океаниче-
ской коры также сложена серпентинитами. По сейсмическим дан-
ным, мощность габбро-серпентинитового (третьего) слоя океа-
нической коры достигает 4,5—5 км. Под гребнями срединно-океа-
нических хребтов мощность океанической коры обычно сокраща-
ется до 3 — 4 и даже до 2—2,5 км непосредственно под рифтовыми
долинами.
Таким образом, общая мощность океанической коры без оса-
дочного слоя достигает 6,5 — 7 км. Снизу океаническая кора под-
стилается кристаллическими породами верхней мантии, слагаю-
щими подкоровые участки литосферных плит. Под гребнями сре-
динно-океанических хребтов океаническая кора залегает непо-
средственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся
из вещества горячей мантии (астеносферы).
Площадь океанической коры приблизительно равна 3,06 • 1018 см2
(306 млн км2), средняя плотность океанической коры (без осад-
ков) близка к значению 2,9 г/см3, следовательно, массу консоли-
дированной океанической коры можно оценить значением
(5,8 • 6,2) • 1024 г. Объем и масса осадочного слоя в глубоководных
котловинах Мирового океана, по оценке А. П. Лисицына, соот-
ветственно составляют 133 млн км3 и около 1 • 1023г. Объем осад-
ков, сосредоточенных на шельфах и материковых склонах, несколько
больший — около 190 млн км3, что в пересчете на массу (с учетом
уплотнения осадков) составляет примерно (4—4,5) • 1023 г.
Океанское дно, представляющее собой поверхность океани-
ческой коры, имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах
океанское дно характеризуется глубинами 6—6,5 км, тогда как на
гребнях срединно-океанических хребтов, иногда расчлененных кру-
тыми ущельями — рифтовыми долинами, глубины океана умень-
шаются до 2—2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выхо-
дит непосредственно на дневную поверхность Земли (например,
на острове Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии).
Перед островными дугами, окружающими западную перифе-
рию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед ду-
гой Малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлан-
тике, а также перед активной окраиной континента в Централь-
ной и Южной Америке океаническая кора прогибается и ее по-
верхность погружается на глубины до 9—10 км, уходя далее под
эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глу-
боководные желоба.
Рис. 7. Сейсмичность Земли: размещение очагов землетрясений
(О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 2002)
28
Рис. 8. Строение зоны поддвига плит в районе Курильских островов:
] — астеносфера; 2 — литосфера; 3 — океаническая кора; 4, 5 — осадочно-
вулканогенная толща; 6 — океанические осадки. Изолиниями показана сейсмиче-
ская активность
Океаническая кора формируется в рифтовых зонах срединно-
океанических хребтов за счет происходящей под ними сепарации
базальтовых расплавов из горячей мантии и их излияния на по-
верхность океанского дна (см. рис. 6). Ежегодно в зонах поднимает-
ся из астеносферы, изливается
на океанское дно и кристалли-
зуется не менее 12 км3 базаль-
товых расплавов, формирующих
собой весь второй и часть тре-
тьего слоя океанической коры.
Эти грандиозные тектономагма-
тические процессы, постоянно
развивающиеся под гребнями
срединно-океанических хреб-
тов, не имеют себе равных на
суше и сопровождаются повы-
шенной сейсмичностью (рис. 7).
В рифтовых зонах, располо-
женных на гребнях срединно-
океанических хребтов, происхо-
дят растяжение и раздвижение
дна океанов. Поэтому во всех
таких зонах отмечаются частые
мелкофокусные землетрясения с
32 28 24
Рис. 9. Карта аномалий магнитного
поля- в районе подводного хребта
Рейкьянес в Северной Атлантике
(О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 2002).
Положительные аномалии обозначены
черным; АА — нулевая аномалия малия
рифтовой зоны
29
доминированием разрывных механизмов смещений. В противопо-
ложность этому под островными дугами и активными окраинами
континентов (рис. 8) обычны более сильные землетрясения с до-
минированием механизмов сжатия и сдвига. По сейсмическим дан-
ным, погружение океанической коры и литосферы прослежива-
ется в мантии Земли до глубин 600 — 700 км. По данным сейсмо-
логической томографии, погружение океанических литосферных
плит прослежено до глубин 1400—1500 км и возможно глубже —
вплоть до поверхности земного ядра.
Океанскому дну присущи характерные и достаточно контраст-
ные полосчатые магнитные аномалии, обычно располагающиеся
параллельно гребням срединно-океанических хребтов (рис. 9)
Происхождение аномалий связано со способностью базальтов оке-
анского дна при остывании намагничиваться магнитным полем
Земли, фиксируя тем самым направление этого поля в момент их
излияния на поверхность океанского дна.
Континентальная кора
Континентальная кора как по составу, так и по строению рез-
ко отличается от океанической. Ее мощность колеблется от 20—
25 км под островными дугами и участками с переходным типом
коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, на-
пример под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. В сред-
нем мощность континентальной коры под древними платформами
приблизительно равна 40 км, а ее масса, включая субконтинен-
тальную кору, достигает 2,25-1025 г. Рельеф континентальной коры
весьма сложен, однако в нем выделяются обширные заполнен-
ные осадками равнины, обычно расположенные над древними
(протерозойскими) платформами, а также выступы наиболее древ-
них (архейских) щитов и горные системы более молодого возраста.
В противоположность океанической коре большая часть конти-
нентальной коры очень древняя. Судя по возрастам древнейших
земных пород (4—3,8 млрд лет) начало формирования континен-
тальной коры относится к самому раннему архею. К рубежу архея
и протерозоя, около 2,6 млрд лет назад, т.е. за первые 1,4 млрд
лет тектонической активности Земли, уже было сформировано
приблизительно 70 % массы современной коры. Остальные 30 %
континентальной коры образовались за последние 2,6 млрд лет.
Строение континентальной коры исключительно неоднород-
ное, однако, как и в океанической коре, в ее толще, особенно в
древних платформах, иногда выделяют три слоя: верхний осадоч-
ный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Под
молодыми подвижными поясами строение коры оказывается бо-
лее сложным, хотя общее ее расчленение приближается к двух-
слойному.
30
Осадочный слой на континентах изучен достаточно полно как
с помощью геофизических методов разведки, так и путем прямо-
го бурения. Строение поверхности консолидированной коры в
местах ее обнажения на древних щитах изучалось как прямыми
геологическими, так и геофизическими методами, а на конти-
нентальных платформах, перекрытых осадками, — в основном гео-
физическими методами исследования. Так, было установлено, что
скорости сейсмических волн в слоях земной коры нарастают сверху
вниз от 2 — 3 до 4,5 —5,5 км/с в низах осадочной толщи до 6 —
6,5 км/с в верхнем слое кристаллических пород и до 6,6—7,0 км/с
в нижнем слое коры. Почти повсеместно континентальная кора,
как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами
границы Мохоровичича со скоростями сейсмических волн от 8,0
до 8,2 км/с, но это уже свойства подкоровой литосферы, сложен-
ной породами мантии.
Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры
меняется в широких пределах — от 0 на древних щитах до 10 — 12 км
и даже 15 км на пассивных окраинах континентов и в краевых
прогибах платформ. Средняя мощность осадков на стабильных
протерозойских платформах обычно составляет 2—3 км. Среди осад-
ков на таких платформах преобладают глинистые отложения и
карбонаты мелководных морских бассейнов. В краевых прогибах и
на пассивных окраинах континентов атлантического типа осадоч-
ные разрезы обычно начинаются с грубообломочных фаций, сме-
няемых выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и
карбонатами прибрежных фаций. Как в основании, так и в самых
верхних частях разрезов осадочных толщ краевых прогибов иногда
встречаются хемогенные осадки — эвапориты, отмечающие со-
бой условия осадконакопления в узких полузамкнутых морских
бассейнах с аридным климатом. Обычно такие бассейны возника-
ют только на начальной или конечной стадии развития морских
бассейнов и океанов, если, конечно, эти океаны и бассейны в
моменты своего образования располагались в поясах аридного
климата.
Верхняя часть разреза консолидированной континентальной
коры обычно представлена древними, по большей части докемб-
рийскими породами гранито-гнейсового состава или чередовани-
ем гранитоидов с поясами зеленокаменных пород основного со-
става. Иногда эту часть разреза жесткой коры называют «гранит-
ным» слоем, подчеркивая тем самым преобладание в нем пород
гранитоидного ряда и подчиненность базальтоидов.
Породы «гранитного» слоя обычно преобразуются процессами
Регионального метаморфизма до амфиболитовой фации включи-
тельно. Верхняя часть этого слоя всегда представляет собой дену-
дационную поверхность, по которой когда-то происходил раз-
мыв тектонических структур и магматических образований древ-
31
них складчатых (горных) поясов Земли. Поэтому вышележащие
осадки на коренных породах континентальной коры всегда зале-
гают со структурным несогласием и обычно с большим времен-
ным сдвигом по возрасту.
В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около
15 — 20 км) часто прослеживается рассеянная и непостоянная гра-
ница, вдоль которой скорость распространения продольных волн
возрастает примерно на 0,5 км/с. Это так называемая граница Кон-
рада, оконтуривающая сверху нижний слой континентальной
коры, иногда условно называемый «базальтовым», хотя опреде-
ленных данных о его составе очень мало. Скорее всего, нижние
части континентальной коры сложены породами среднего и ос-
новного составов, метаморфизованными до амфиболитовой или
даже до гранулитовой фации.
Гетерогенность континентальной коры ярко выражена даже на
геологической карте материков. Обычно отдельные и тесно пере-
плетенные неоднородные по составу и строению блоки коры пред-
ставляют собой разновозрастные геологические структуры — ос-
татки древних складчатых поясов Земли, последовательно при-
мыкавших друг к другу в процессе роста континентальных масси-
вов. Иногда такие структуры, наоборот, являются следами быв-
ших расколов древних материков. Контактируют между собой та-
кие блоки обычно по шовным зонам, часто называемым (не очень
удачно) глубинными разломами.
В последнее десятилетие исследования глубинного строения
континентальной коры сейсмическим методом отраженных волн
с накапливанием сигналов показали, что шовные зоны, разделя-
ющие разновозрастные складчатые пояса, представляют собой,
как правило, гигантские надвиги — взбросы. Крутые в верхних
частях коры надвиговые поверхности с глубиной быстро выпола-
живаются. По горизонтали такие надвиговые структуры часто про-
слеживаются на многие десятки и даже сотни километров, тогда
как по глубине они иногда подходят к самому основанию конти-
нентальной коры.
2.4. Мантия Земли
Силикатная оболочка Земли — ее мантия — расположена меж-
ду подошвой земной коры и поверхностью земного ядра на глу-
бинах около 2900 км. Обычно (по сейсмологическим данным)
мантию делят на верхнюю (слой В), до глубины 400 км, переход-
ный слой Голицына (слой С) в интервале глубин 400—1000 км и
нижнюю мантию (слой D) с подошвой на глубине примерно
2900 км. Под океанами в верхней мантии выделяют еще слой по-
ниженных скоростей распространения сейсмических волн — вол-
32
новод Гутенберга, обычно отождествляемый с астеносферой Зем-
ли, в которой мантийное вещество находится в частично расплав-
ленном состоянии. Под континентами зона пониженных скоро-
стей, как правило, слабо выражена.
В состав верхней мантии обычно включают и подкоровые части
литосферных плит, в которых мантийное вещество охлаждено и
полностью раскристаллизовано. Под океанами мощность литосферы
меняется от 0 под рифтовыми зонами до 60 —70 км под абиссаль-
ными котловинами океанов. Под континентами толщина лито-
сферы может достигать 250 км.
Сведения о строении мантии и земного ядра, а также о состоя-
нии вещества в этих геосферах получены в основном по сейсмо-
логическим наблюдениям путем интерпретации годографов сейс-
мических волн с учетом известных уравнений гидростатики, свя-
зывающих между собой градиенты плотности и значения скорос-
тей распространения продольных и поперечных волн в среде. Ме-
тодика эта была разработана австралийским геофизиком К. Бул-
леном еще в середине 40-х годов XX в. и затем существенно усо-
вершенствована им и другими сейсмологами. Построенное по этой
методике распределение плотности в мантии для нескольких наи-
более популярных моделей Земли в сопоставлении с данными
ударного сжатия силикатов (модель НС-1) приведено на рис. 10.
Как видно из рисунка, плотность верхней мантии (слой В) с
глубиной увеличивается от 3,3 — 3,32 г/см3 примерно до 3,63 —
3,70 г/см3 на глубине около 400 км. Далее в переходном слое Голи-
цына (слой С) градиент плотности резко возрастает и плотность
повышается до 4,55 — 4,65 г/см3 на глубине 1000 км. Слой Голицы-
Рис. 10. Распределение плотности в мантии Земли по разным моделям:
1 — модель Наймарка—Сорохтина (1977); 2— модель Буллена (1966); 3 — модель
Жаркова «Земля 2»; 4 — пересчет данных (В. А. Панькова и А. В. Калинина, 1975)
на состав лерцолитов при адиабатическом распределении температуры
и
на постепенно переходит в нижнюю мантию, плотность которой
плавно (почти по линейному закону) возрастает до 5,53—5,66 г/см3
на глубине ее подошвы около 2900 км.
Увеличение плотности мантии с глубиной объясняется уплот-
нением ее вещества под влиянием все возрастающего давления
вышележащих мантийных слоев, на подошве мантии достигаю-
щего значений 1,35— 1,40 Мбар. Особенно заметное уплотнение
силикатов мантийного вещества происходит в интервале глубин
400 — 1000 км. Как показал А. Рингвуд, именно на этих глубинах
многие минералы испытывают полиморфные превращения. В част-
ности, наиболее распространенный мантийный минерал оливин ;
приобретает кристаллическую структуру шпинели, а пироксены — ji
ильменитовую, а затем и плотнейшую перовскитовую структуру. I
На еще больших глубинах большинство силикатов, за исключе-
нием, вероятно, только энстатита, распадаются на простые окис-
лы с плотнейшей упаковкой атомов в соответствующих им крис-
таллитах.
Состав верхней мантии уверенно определяется по находкам
ультраосновных пород океанической коры и составам офиолито-
вых комплексов. Изучая офиолиты складчатых поясов и базальты
океанических островов, А. Рингвуд еще в 1962 г. предложил гипо-
тетический состав верхней мантии, названный им пиролитом.
Геохимия базальтового магматизма на океанском дне существен-
но зависит от глубины и температуры выплавки базальтов и, сле-
довательно, в основном определяется толщиной океанической
литосферы. Постоянство составов океанических толеитов, вы-
плавляющихся вдоль всей системы рифтовых зон на гребнях сре-
динно-океанических хребтов, т.е. в приблизительно одинаковых
условиях, свидетельствует о высокой степени однородности верх-
ней мантии под океанами.
А. Рингвуд, экспериментально изучая перестройки кристалли-
ческих структур силикатов, происходящие под влиянием высоких
давлений, пришел к убеждению, что все изменения плотности
мантийного вещества, наблюдаемые в глубинах верхней и ниж-
ней мантии (включая переходный слой Голицына), легко объяс-
няются уплотнением пиролита при постоянстве его химического
состава.
Зная распределение плотности вещества в мантии, можно под-
считать и ее массу: она оказывается равной (4,05—4,06)- 1027 г,
что составляет 67,8 % общей массы Земли.
Близ подошвы нижней мантии выделяется еще один мантий-
ный слой толщиной около 200 км, в котором уменьшаются гра-
диенты скоростей распространения сейсмических волн и возрас-
тает затухание поперечных волн. Более того, на основе анализа
динамических особенностей распространения волн, отраженных
от поверхности земного ядра, И. С. Берзон и ее коллегам удалось
34 I
вЬтделить тонкий переходный слой между мантией и ядром тол-
щиной около 20 км, названный теперь слоем Берзон, в котором
скорость поперечных волн в его нижней половине убывает с глу-
биной от 7,3 км/с практически до нуля. Снижение скорости попе-
речных волн можно объяснить лишь уменьшением значения мо-
дуля жесткости, а следовательно, и уменьшением коэффициента
эффективной вязкости мантийного вещества в этом слое. Сама
граница перехода от мантии к земному ядру при этом остается
достаточно резкой.
2.5. Ядро Земли
Земное ядро надежно выделяется по сейсмологическим дан-
ным и прежде всего по четкой тени на годографах рефрагирован-
ных в мантии сейсмических волн, по отраженным от его поверх-
ности продольным и поперечным волнам и по полному затуха-
нию в нем поперечных волн. Скорость продольных волн в ядре
при этом резко уменьшается примерно в 1,7 раза (рис. 11). Отсю-
да следует важный вывод: вещество во внешней оболочке земно-
го ядра (во внешнем ядре или в слое Е) находится в жидком
состоянии. С другой стороны, существование обменных волн, ис-
пытавших преобразование от продольных к поперечным и опять
к продольным в центральных областях Земли, и новое скачкооб-
разное повышение скорости продольных волн в этих областях
свидетельствуют о существовании у Земли еще и внутреннего
жесткого ядра.
Радиус внутреннего жесткого ядра (слой G) близок к значению
1200—1250 км, мощность переходного слоя между внутренним и
внешним ядром (слой F) состав-
ляет около 300 — 400 км, а ради-
ус внешнего жидкого ядра (слой
Е) — 3450 — 3500 км (соответ-
ственно глубины 2870—2920 км).
Плотность «ядерного» вещества
во внешнем ядре монотонно ме-
няется от 9,5 —10,1 г/см3 на его
поверхности до 11,4—12,3 г/см3
на подошве. Во внутреннем ядре
плотность вещества возрастает
примерно на 8 —10 % и достига-
ет 13—14 г/см3 в центре Земли.
Масса земного ядра в разных мо-
делях определяется значениями
(1,85—1,91) 1027 г, что состав-
ляет 31 — 32 % всей массы Земли.
Рис. 11. Скорость распространения
продольных v и поперечных
сейсмических волн на Земле
35
Рис. 12. Рельеф земного ядра, по данным сейсмической томографии Земли. Изолинии проведены через 2 км
(О. Г. Сорохтин, С.А. Ушаков, 2002)
Проведенная в конце 80-х годов XX в. А. Дзивонским и соавто-
сейсмическая томография земного ядра показала, что его
Р верхность неровная и на ней существуют заметные отклонения
П°равновесной фигуры эллипсоида вращения, достигающие ±(6—
То) км (рис. 12). Выявленные неровности на поверхности земного
1 па вероятнее всего, отмечают основания восходящих и нисхо-
яших конвективных потоков в нижней мантии, как это и пред-
сказывалось задолго до открытия самих неровностей. Действитель-
но под нисходящими конвективными потоками, т.е. под более
тяжелыми участками мантии, должны возникать.мантийные выс-
тупы или основания нисходящих потоков, вдавленные в веще-
ство ядра, а под восходящими потоками, наоборот, должен на-
блюдаться подъем поверхности ядра.
Верхний предел вязкости вещества во внешнем жидком слое
ядра можно оценить по степени поглощения продольных сейсми-
ческих волн, распространяющихся в этой геосфере. Таким путем
было найдено, что средняя вязкость вещества в жидкой части ядра
не должна превышать 103 П.
На основе изучения переменных составляющих магнитного поля
Земли и энергетического баланса геомагнитного динамо Д. Лопер
пришел к выводу, что кинетическая вязкость ядра близка к вяз-
кости воды, тогда как динамическая вязкость «ядерного» веще-
ства примерно равна 0,4 П.
Внутреннее ядро, в котором содержится приблизительно
1,1 • 1026 г вещества, как уже отмечалось, является твердым обра-
зованием и, скорее всего, отличается от внешнего ядра по хими-
ческому составу.
Тот факт, что древнейшие изверженные породы на Земле по-
явились только через 600—800 млн лет после ее образования, убе-
дительно свидетельствует о «холодном» происхождении Земли. Об-
разование земного ядра на ранних стадиях ее развития предполага-
ет ее горячее и даже расплавленное состояние. Отсюда следует, что
у молодой Земли действительно еще не было плотного ядра, что
подтверждает и соотношение изотопов свинца в земных породах.
Как теперь все более четко выясняется, тектоническая актив-
ность Земли, образование земной коры с присущими ей место-
рождениями полезных ископаемых, геохимическая эволюция ман-
тии, ее дегазация и генетически связанные с ними процессы фор-
мирования океанов и атмосферы, а также возникновение и раз-
витие жизни на Земле в конце концов приводятся в действие и
Управляются планетарным процессом образования земного ядра,
тот процесс продолжается вот уже приблизительно 4 млрд лет,
Но До сих пор еще не закончился, хотя большая часть «ядерного»
Вещества уже погрузилась в земное ядро. Развитие этого главного
планетарного процесса глобальной эволюции Земли полностью
пределяется составом земного вещества и вещества земного ядра.
37
Состав земного ядра
Прямых данных о составе земного ядра нет. Тем не менее со-
временные эксперименты с ударным сжатием металлов и их со-
единений, а также данные о распространенности химических эле-
ментов в Солнечной системе и на Земле позволяют считать, что
земное ядро содержит около 90 % железа. Однако внешнее ядро не
может состоять только из чистого железа и тем более из его спла-
ва с никелем, поскольку плотность железа и никелистого железа
метеоритного состава при давлениях, господствующих в земном
ядре, приблизительно на 10 —15 % выше плотности «ядерного»
вещества во внешнем ядре Земли. Кроме того, температура плав-
ления чистого железа существенно повышается с ростом давле-
ния и на границе с ядром достигает примерно 4200 — 4500 К, тог-
да как реальная температура на поверхности ядра благодаря кон-
вективным движениям в мантии близка к адиабатической темпе-
ратуре Земли на подошве мантии — 2800 К. Поэтому чисто желез-
ное ядро никак не могло бы оказаться расплавленным в Земле, а
факт жидкого состояния вещества во внешнем ядре не вызывает
сомнений.
Из этих данных следует, что помимо железа в веществе внеш-
него ядра должны содержаться легкие добавки, несколько снижа-
ющие плотность вещества и существенно уменьшающие его тем-
пературу плавления. Среди таких легких добавок в разное время
рассматривались кремний, сера и кислород. Однако кремний —
наименее вероятный компонент «ядерного» вещества по чисто
термодинамическим причинам.
При выборе наиболее вероятной легкой добавки в «ядерном»
веществе между серой и кислородом следует учитывать как тер-
модинамические условия формирования нашей планеты, так и
условия выделения земного ядра на планетарной стадии развития
Земли.
Не вдаваясь в подробности процесса образования планет Сол-
нечной системы, обратим внимание лишь на твердо установлен-
ные и наиболее общие закономерности распределения планетно-
го вещества по мере удаления от Солнца. Так, резкие различия
плотности планет Солнечной системы совершенно определенно
показывают, что их аккреции (слипание и дальнейший рост) пред-
шествовала (или сопровождала) интенсивная сегрегация хими-
ческого состава первичного протопланетного облака.. Действитель-
но, сейчас можно считать установленным общее уменьшение со-
держания железоникелевой фазы в планетах земной группы по
мере их удаления от Солнца (кроме Луны, «сбросившей» свое
железное ядро на Землю при разрушении ее родоначальной пла-
неты — Протолуны на пределе Роша Земли). Так, судя по плотно-
сти планет (с учетом их сжатия), Меркурий содержит около 65 %
38
железоникелевой фазы, Венера — 28,8 %, Земля (вместе со
«сброшенным» на нее железом Протолуны) — 32,5 %, а Марс — 20 %.
С ДРУГОЙ СТ°РОНЬ1> в атмосферах внешних планет сосредоточились
огромные количества летучих компонентов (Н2, Не, СО2, СН4,
Л2О, NH3, N2 и т.д.), иногда на два порядока превосходящие
массу силикатных ядер самих планет. Для сравнения отметим, что
суммарная масса земной атмосферы и гидросферы составляет лишь
0 024 % от массы твердой Земли, для Венеры эта доля еще мень-
ше _ 0,0085 %.
Аналогичная сегрегация, лишь в несколько меньшей степени,
должна была происходить и с легкоподвижными элементами,
включая серу. Во всяком случае после подробного фотографиро-
вания спутников Юпитера теперь достоверно известно, что по-
верхность одного из них — Ио — сплошь покрыта «океаном» серы.
Это, по-видимому, убедительно свидетельствует о выносе серы
еще в процессе дифференциации протопланетного облака на пе-
риферию Солнечной системы. Следовательно, можно ожидать, что
вещество планет земной группы еще до момента их аккреции было
существенно обеднено серой, во всяком случае по сравнению со
средним составом протопланетного облака.
А. Рингвуд отмечает, что гипотеза вхождения серы в состав ядра
довольно сомнительна и встречает большие трудности в связи со
значительным обеднением земного вещества рядом менее лету-
чих, чем сера, элементов, например Cr, Мп, Na, К, F, Cs, Zn и
Cl. Коэффициенты обеднения этими элементами по сравнению с
их первичной распространенностью в углистых хондритах 1-го типа
и на Солнце находится в пределах от 0,3 до 0,03. Аналогичная
картина наблюдается и во многих метеоритах. Например, обыч-
ные хондриты образовались из первичного вещества, обедненно-
го серой на 80 %, тогда как Na, К, Rb, Мп, и Сг сохранились в
них почти полностью.
Более того, железные метеориты содержат в среднем только
около 1 % серы, хотя при сегрегации железа в родительских те-
лах, если бы последние содержали средние солнечные концент-
рации серы (5 —6 %), большая ее часть должна была бы сконцен-
трироваться именно в металлической фазе в форме сульфида же-
леза, т. е. в этом случае концентрация серы в железных метеоритах
была бы существенно выше 6 %.
Учитывая приведенные факты и оценки, можно принять, что
земное вещество в целом по сравнению с солнечным веществом
обеднено серой примерно в 10 раз. Вместе с тем следует признать,
что, подобно веществу углистых хондритов, земное вещество до-
статочно окислено и дефицита кислорода на Земле не существует.
Во всяком случае вещество земной мантии сравнительно полно
окислено, хотя и не до предельного состояния, поскольку в ман-
тийном веществе FeO/Fe2O3 > 1.
39
Таким образом, анализ данных сравнительной планетологии
позволяет считать, что относительно среднего состава планет и
метеоритов Солнечной системы Земля несколько обогащена же-
лезом (в 1,3 —1,4 раза), существенно обеднена серой (в 10 раз) и
другими подвижными элементами, очень резко обеднена всеми
летучими соединениями (в 105—107раз) и характеризуется почти
средним для Солнечной системы обилием кислорода (по отноше-
нию к кремнию).
Однако даже если бы потери серы из протопланетного облака
в области формирования Земли не происходили и в ее составе
наблюдалось среднее содержание элемента (около 5 — 6%), то и
тогда этого количества серы не хватило бы на формирование зем-
ного ядра, поскольку в ядре состава FeS по отношению к массе
Земли должно было бы содержаться около 11 % серы. Но посколь-
ку земное вещество все-таки было существенно обеднено серой,
оставшегося ее количества в Земле тем более не хватит для фор-
мирования у нее сульфидно-железного ядра. Одновременно с этим
сравнительно полное окисление мантийного вещества Земли по-
зволяет предполагать существование оксидов железа и в земном
ядре.
Теоретические соображения о природе «ядерного» вещества
Земли, а также экспериментальные данные о температуре плав-
ления и плотности эвтектических сплавов железа с его оксидом
при высоких давлениях с большей долей вероятности позволяют
предполагать, что внешняя (жидкая) часть земного ядра состоит
из расплава оксида одновалентного железа Fe2O или из эквива-
лентного этому соединению эвтектического сплава Fe2O, устой-
чивых только при высоких давлениях. Внутреннее ядро, вероятнее
всего, состоит из железоникелевого сплава FeO 9Nio ।
ГЛАВА 3
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ И СОЛНЕЧНОЙ
СИСТЕМЫ. ДОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
3.1. Происхождение Солнечной системы
Вопрос о происхождении звезд и окружающих их планетных
систем тесно связан с источником вещества, из которого эти си-
стемы формировались. Эта проблема в настоящее время рассмот-
рена достаточно обстоятельно и подробно в специальных работах
и обзорных монографиях по астрофизике и космохимии. Здесь на-
помним лишь основные положения идеи, лежащие в основе ги-
потезы происхождения Солнца и планет Солнечной системы.
Согласно современным космогоническим представлениям, ис-
ходное газопылевое протосолнечно-протопланетное облако обра-
зовалось из межзвездного газа и скопления пыли, характерных
для нашей и других галактик. Происхождение вещества этих скоп-
лений связано со взрывами крупных звезд (превышающих по мас-
се в несколько раз массу Солнца), полностью прошедших свой
эволюционный путь. Обычно финальные взрывы таких крупных
звезд называют вспышками «сверхновых» звезд, поскольку на
короткое время их светимость возрастает в миллиарды раз, они
становятся наиболее яркими объектами в своих галактиках и вос-
принимаются как вспышки новых звезд на привычном фоне «ста-
рого» небосвода.
Напомним, что первоначально, в момент образования нашей
Вселенной во время «Большого взрыва», произошедшего 15 —
20 млрд лет назад, пространство заполнялось только излучением и
стремительно расширяющимися элементарными частицами — про-
тонами, электронами, ядрами гелия (до 25 %), нейтрино и некото-
рыми другими. Все более тяжелые элементы в те далекие времена
еще не успели образоваться — тогда их просто не существовало.
Только после возникновения на флуктуационных сгустках ве-
щества первых протогалактик, состоявших тогда из массивных,
но примитивных водородно-гелиевых протозвезд, в их недрах за
счет протекания ядерных реакций синтеза (ядерного «горения»)
постепенно и последовательно стали образовываться все более
тяжелые элементы вплоть до железа включительно.
Согласно теории Я.Б. Зельдовича и др. (1971), крупные звезды
такого типа (превышающие массу Солнца в несколько раз) неус-
/II
тойчивы и заканчивают свою эволюцию гигантскими взрывами.
Причем такая фатальная эволюция массивных звезд происходит
тем быстрее, чем большей была их исходная масса. Сами же взры-
вы «сверхновых» звезд возникают только в том случае, когда в их
недрах полностью исчерпывается основной запас легких элемен-
тов и формируется ядро, состоящее только из железа и никеля,
т. е. из элементов с наименьшей внутренней энергией ядерных свя-
зей протонов и нейтронов в атомных ядрах. Напомним, что по-
тенциальная энергия связи ядерных частиц в атомных ядрах отри-
цательная, поэтому элементы с наименьшей внутренней ядерной
энергией наиболее устойчивы и стабильны. В результате в ядрах
таких массивных звезд, прошедших свой эволюционный путь,
полностью прекращаются все ядерные реакции, перестает гене-
рироваться тепловая энергия, препятствующая их сжатию, и они
под влиянием уже ничем не сдерживаемых сил тяготения начина-
ют стремительно сжиматься (коллапсировать). Под влиянием ги-
гантских давлений, возникающих в недрах массивных звезд во
время их коллапса, электроны как бы «вжимаются» в ядра желе-
за, превращая протоны в нейтроны, а само ядро звезды — в сплош-
ной «сгусток» нейтронов или даже в «черную дыру».
Процесс гравитационного коллапса вещества звездного ядра
должен сопровождаться столь же стремительным «обрушением»
газовой оболочки звезды и, как следствие этого, возникнове-
нием в ней ударных волн с катастрофически резким возраста-
нием температуры и давления газа в оболочке. Но в противопо-
ложность железному ядру коллапсирующей звезды в ее оболочке
еще сохраняется много водорода, гелия и других легких элемен-
тов (С, О, Mg, Si и др.), способных участвовать в реакциях
ядерного синтеза. К тому же вещество звездной оболочки в это
время должно исключительно интенсивно облучаться нейтрон-
ными потоками, излучаемыми коллапсирующим ядром звезды.
Резкое повышение давления, температуры и нейтронных потоков
в оболочке такой звезды приводит к столь же стремительному и
лавинообразному ускорению всех ядерных реакций синтеза с
выделением за короткое время гигантской энергии. В результате
за считанные минуты, а то и секунды в оболочке коллапсиру-
ющей звезды выделяется столько же энергии, сколько ее могло
бы выделиться за многие миллионы лет эволюционного раз-
вития такой звезды. Это вызывает ускорение реакций ядерного
синтеза стабильных и радиоактивных элементов с образовани-
ем всей гаммы их изотопов, в том числе более тяжелых элемен-
тов, чем железо. Выделение колоссальной энергии в нижних
частях звездной оболочки приводит к взрыву звезды и сбрасы-
ванию ее оболочки в межзвездное пространство. Преобразован-
ное вещество оболочки стремительно разлетается в стороны, а
на месте бывшей нормальной звезды остается маленькая, но очень
лэ
плотная (р ~ 1014 г/см3) нейтронная звезда (пульсар) или даже
«черная дыра».
Рассеянное вещество от многих взорвавшихся звезд постепен-
но формирует в галактиках межзвездные газопылевые облака. Когда
масса такого облака (в его сгустках) достигает некоторой крити-
ческой величины, начинается процесс самогравитации облака,
его уплотнения, разогрева и конденсации в новую звезду.
За время существования Вселенной уже сменилось несколько
поколений звезд, рассеявших свое вещество в межзвездное про-
странство. Исходным материалом для формирования каждой но-
вой генерации звезд служило вещество, сброшенное предыдущим
поколением сверхновых звезд.
Солнечная система по сравнению со Вселенной (около 20 млрд
лет) возникла сравнительно недавно — 4,7 млрд лет назад. Поэто-
му и суммарный состав вещества, послуживший основой для ее
формирования, должен нести следы длительной истории разви-
тия Вселенной. Однако нахождение в метеоритах следов распада
некоторых из короткоживущих изотопов элементов, например
244Pu, 1291 и 26А1, свидетельствует о том, что незадолго перед об-
разованием Солнечной системы произошли взрывы по крайней
мере двух сверхновых звезд, причем последний из этих взрывов,
обогативший протопланетное вещество изотопами 26А1 и 1291, ско-
рее всего послужил непосредственным толчком к началу формиро-
вания из межзвездного облака Солнца и его планетной системы.
Происхождение планет Солнечной системы, включая Землю,
неоднократно излагалось во многих специальных работах, поэто-
му здесь дадим лишь самое общее описание процесса, базируясь
на основополагающих идеях О. Ю. Шмидта (1948). Возникновение
и эволюцию системы Земля—Луна рассмотрим отдельно и более
подробно.
Согласно современным космогоническим представлениям, за-
ложенным О. Ю. Шмидтом, планеты Солнечной системы, в том
числе Земля и Луна, образовались за счет аккреции твердых час-
тиц газопылевого протопланетного облака. Обычно исходная плот-
ность межзвездных облаков недостаточна для гравитационного
сжатия и развития в них самопроизвольных процессов звездо- и
планетообразования. Однако взрывы сверхновых звезд сопровож-
даются возникновением в межзвездной среде ударных волн. Если
такие волны пересекают газопылевое облако, то на их фронте резко
повышаются давление и плотность вещества, в результате чего
могут возникнуть сгущения, способные в дальнейшем к сжатию
Уже за счет самогравитации. Поэтому взрывы сверхновых звезд не
только поставляют новое вещество в космическое пространство,
но и служат тем механизмом, который в конце концов приводит
к Формированию новых поколений звезд и окружающих их пла-
нетных систем.
43
По-видимому, именно такая ситуация возникла около 4,7 млрд
лет назад в окрестностях протосолнечного газопылевого облака.
Получив импульс начального сжатия и вращения, а также попол-
нившись новым веществом, это облако в дальнейшем стало нео-
братимо сжиматься уже под действием собственных гравитацион-
ных полей. По мере сжатия давление и температура в центральной
части облака стали быстро повышаться и постепенно в этой зоне
сформировался гигантский газовый сгусток — Протосолнце. Од-
нако вначале, до «зажигания» ядерных реакций и выхода Прото-
солнца на главную последовательность развития звезд, его темпе-
ратура была сравнительно невысокой (не более 900—1000 °C), а
излучение происходило главным образом в инфракрасном и крас-
ном диапазонах спектра.
Одновременно со сжатием протосолнечного облака под влия-
нием центробежных и гравитационных сил его периферийные
участки постепенно стягивались к экваториальной плоскости вра-
щения, становясь таким образом протопланетным облаком че-
чевицеобразной формы. Плотность вещества в протопланетном
облаке также быстро возрастала, особенно в экваториальной плос-
кости его вращения, а траектории движения частиц в нем под
влиянием все более частых соударений и турбулентного тормо-
жения постепенно приближались к круговым кеплеровским ор-
битам.
Межзвездные облака, как правило, состоят из смеси газов и
пылевых частиц микронного размера. Среди газов резко преобла-
дают водород и гелий, но заметную роль играют и такие летучие
соединения, как Н2О, СО, СО2, СН4, NH3, N2 и некоторые дру-
гие газы. Состав пылевых частиц больше всего соответствует сме-
си сравнительно тугоплавких оксидов металлов и силикатов с са-
мими металлами, их сульфидами и в меньшей степени с гидроси-
ликатами и карбонатами. В космическом пространстве такие пы-
левые частицы могут расти только путем сорбции из газовой фазы
атомов металлов и молекул их оксидов или сульфидов на поверх-
ности самих частиц. Но в связи с исключительно большой разре-
женностью межзвездного вещества процесс этот развивался крайне
медленно.
В начавшем сжиматься протопланетном диске складывалась иная
ситуация. С повышением в нем плотности вещества резко возрас-
тала вероятность столкновения частиц и их слипания, в результа-
те чего тогда появились первые, правда, еще очень рыхлые и мел-
кие (порядка нескольких сантиметров, а потом и метров) комки
вещества. Дальнейшее уплотнение роя этих первичных комков
способствовало их ускоренному росту с постепенным превраще-
нием в более крупные тела — зародыши будущих планет — плане-
тезимали, поперечные размеры которых уже могли достигать мно-
гих километров. У наиболее крупных планетезималей размерами
44
до нескольких сотен километров уже стали проявляться собствен-
ные заметные гравитационные поля, что еще более увеличивало
их эффективные поперечные сечения захвата мелких тел. Поэтому
мелкие тела выпадали на более крупные, увеличивая их еще бо-
лее, в результате чего крупные планетезимали росли быстрее мел-
ких. Одно из таких наиболее крупных планетезимальных тел, рас-
положенных во внутреннем поясе протопланетного облачного
диска, в конце концов превратилось в зародыш нашей планеты.
Формирование Солнца (как нормальной желтой звезды не очень
больших размеров) из сжимающегося первичного сгустка газов и
пыли происходило значительно быстрее, чем формирование пла-
нет, — всего за несколько миллионов или за первые десятки
миллионов лет. При этом еще до «зажигания» в недрах молодого
Солнца ядерных реакций синтеза гелия и перед выходом его на
режим главной последовательности развития звезд Солнце долж-
но было пройти через короткую стадию существования звезд типа
T-Тельца, характеризующихся быстрым вращением, сильными
магнитными полями и очень высокой интенсивностью излучения
звездного ветра.
Особенности эволюции молодого Солнца неизбежно должны
были влиять на условия аккреции вещества в окружавшем его
протопланетном облаке — диске. Во-первых, за счет исключи-
тельно сильного солнечного ветра (высокоэнергетического пото-
ка заряженных частиц), характерного для звезд, находящихся на
стадии Т-Тельца, из околосолнечного пространства на далекую
периферию Солнечной системы должны были быть вынесены все
газовые и летучие компоненты исходного протопланетного обла-
ка. Связано это было с тем, что ионизирующее влияние солнеч-
ного ветра на окружающее вещество протопланетного диска при-
водило к сильному взаимодействию с ним магнитного поля Солнца.
По-видимому, именно в результате такого эффективного «зацеп-
ления» быстро вращавшегося молодого Солнца с окружающим
его веществом и произошло перераспределение момента количе-
ства движения от центрального светила к периферии протопла-
нетного диска, после чего скорость осевого вращения Солнца
уменьшилась, тогда как орбитальные скорости вращения вокруг
него вещества в протопланетном диске, наоборот, ускорились. Этот
же механизм, вероятно, приводил и к заметной сепарации веще-
ства в протопланетном облаке, поскольку все легко ионизиру-
ющиеся элементы под влиянием давления силовых линий маг-
нитного поля как бы выметались из околосолнечного простран-
ства на периферию протопланетного диска.
Во-вторых, существенное влияние на химическую дифферен-
циацию вещества в протопланетном облаке должен был оказы-
вать и больший прогрев Солнцем центральных областей диска еще
На стадии его сжатия и особенно после «зажигания» в Солнце
45
ядерных реакций. По этой причине многие из легко испаряющих-
ся элементов и соединений (например, сера и ее летучие соеди-
нения, вода, диоксид углерода и др.) переходили в газообраз-
ное состояние, после чего давлением солнечного излучения они
удалялись из этих областей на далекую периферию Солнечной
системы.
В результате действия данных механизмов в центральных обла-
стях протопланетного диска преимущественно конденсировались
тугоплавкие элементы и соединения с высокими потенциалами
ионизации (тугоплавкие металлы, в том числе Fe и Ni и оксиды
А12О3, CaO, MgO, Ti2O3, SiO2, Cr2O3, FeO и др.), тогда как сред-
ние концентрации легкоплавких и легко ионизирующихся эле-
ментов (Li, Na, К, Rb, Cs, In, Ba, элементы редкоземельной
группы, Hg, Pb, Rn и др.) в этой части протопланетного облака
оказались существенно заниженными. В несколько меньшей мере
вещество планет земной группы оказалось обедненным серой,
цинком, оловом и некоторыми другими элементами. Газообраз-
ные компоненты Н2, Не и другие благородные газы, Н2О, СО,
СО2, СН4, NH3, H2S, SO2 и SO3, НС1, HF были вынесены из
внутренних областей протопланетного облака практически пол-
ностью и сконцентрировались только на его периферии, где впо-
следствии сформировались планеты-гиганты с массивными и плот-
ными газовыми оболочками. По-видимому, внутренние области
этого диска также были обеднены гидросиликатами и карбоната-
ми, диссоциировавшими под влиянием солнечного излучения с
последующей потерей летучих компонентов.
В результате еще до начала процесса формирования планет ис-
ходный протопланетный газопылевой диск оказался существенно
дифференцированным. Этим явлением, вероятно, следует объяс-
нять и явную зависимость плотности планет от их расстояния до
Солнца (Меркурий — 5,54 г/см3, Венера — 5,24; Земля вместе с
Луной — 5,49; Марс — 3,94; Юпитер — 1,33; Сатурн — 0,67;
Уран — 1,3; Нептун — 1,67 г/см3), а также тот факт, что только
внешние планеты обладают массивными газовыми оболочками, а
их спутники покрыты мощными панцирями водяного льда, серы
и другими отвердевшими или сжиженными газами (СО2, СН4,
NH3 и др.).
Судя по составу и сравнительно небольшой массе атмосферы и
гидросферы Земли, в сумме не превышающим 2,4-10'4 массы пла-
неты, Земля, как и другие планеты земной группы, формирова-
лась из вещества, почти полностью потерявшего все газовые со-
ставляющие. Действительно, в земной атмосфере практически нет
тяжелых первичных благородных газов, а земное вещество резко
обеднено гидросиликатами, карбонатами, серой, ее соединения-
ми и в меньшей степени — щелочными и другими легкоплавкими
металлами.
46
Скорее всего, описанная выше дифференциация первичного
вещества в протопланетном облаке происходила достаточно быс-
тро — всего за несколько миллионов или 107 лет (в основном еще
при сжатии протопланетного газопылевого облака и во время про-
хождения молодым Солнцем стадии звезды Т-Тельца). Образова-
ние планет началось после того, когда планетезимали диска уже
приобрели круговые орбиты, и продолжалось сравнительно дол-
го — порядка 108 лет. Отсюда следует очень важный вывод, что
аккреция планет в кольцевых зонах их питания (обладавших к тому
же конечной шириной) в основном была гомогенной (однород-
ной). Это значит, что средний химический состав растущих пла-
нет (при отсутствии в них процессов дифференциации) оставался
примерно постоянным вдоль всего радиуса таких планет.
Расчеты В. С. Сафронова (1969), одного из создателей совре-
менной теории планетообразования, показывают, что рост Земли
продолжался около 100 млн лет и вначале происходил во все уско-
ряющемся режиме аккреции, но затем, в связи с исчерпанием
запасов твердого вещества в околоземном рое планетезималей
протопланетного диска, вновь замедлился. Всего при аккреции
Земли выделилось гигантское количество гравитационной энер-
гии — около 23,3 • 1038эрг. Этой энергии более чем достаточно не
только для расплавления всего земного вещества, но и для его
полного испарения при температуре выше 30 000 °C. Однако боль-
шая часть этой энергии аккреции выделялась в самых приповерх-
ностных частях растущей Протоземли и вновь терялась с ее тепло-
вым излучением. При этом потери тепла естественно оказывались
тем большими, чем медленнее происходил рост самой Земли.
Этот важный результат показывает, что Земля в процессе ее
роста не только разогревалась от ударов падавших на нее планете-
зималей, но и успевала остывать, излучая через свою поверхность
большую часть тепловой энергии аккреции. В результате за время
роста Земли (около 108 лет) температура в ее недрах, по-видимо-
му, повсеместно оставалась ниже температуры плавления первич-
ного вещества Земли. Следовательно, и сама Земля в то время
оставалась еще сравнительно холодной недифференцированной
планетой, лишенной ядра и земной коры. Об этом же свидетель-
ствуют и прямые геологические данные. Во-первых, полное от-
сутствие на Земле магматических пород в интервале возрастов 4,6—
4,0 млрд лет, что свидетельствует о ее исходно сравнительно хо-
лодном состоянии (первые магматические породы земной коры
появились только приблизительно через 600—800 млн лет после
образования самой Земли). Во-вторых, значения отношений ра-
диогенных изотопов свинца 206РЬ, 207РЬ и 208РЬ к его нерадиоген-
Ному (первичному) изотопу 204РЬ в земных породах приблизи-
тельно равны 19; 15,7 и 39, тогда как такие же отношения в веще-
стве наиболее древних железных метеоритов (сохранивших пер-
лп
вичные отношения изотопов свинца) равны 9,5; 10,4 и 29,5, а в
веществе лунной коры — около 250; 130 и 270. Это свидетельству-
ет о том, что молодая Земля не проходила стадию ранней диффе-
ренциации и выделения ядра, иначе вместе с железом в ее ядро
опустились бы и почти все изотопы первичного свинца, а в ман-
тии и земной коре, как и на Луне, стали бы накапливаться толь-
ко радиогенные изотопы. В этом случае отношения изотопов свин-
ца оказались бы столь же высокими, как и в лунных породах.
Отсюда следует, что у молодой Земли не было плотного желези-
стого ядра. Более того, сами значения изотопных отношений свин-
ца в земных породах свидетельствуют о том, что земное ядро
начало выделяться только спустя значительный промежуток вре-
мени после образования Земли, а процесс формирования ядра
развивался постепенно в течение всей геологической истории
нашей планеты.
3.2. Образование двойной планеты Земля—Луна
Земля и Луна фактически представляют собой систему двой-
ной планеты. Их влияние друг на друга сейчас невелико, хотя и
вполне заметно. Однако на ранних этапах развития этой системы
оно было очень сильным и приводило к катастрофическим по-
следствиям и радикальным изменениям хода эволюции обеих пла-
нет. Поэтому рассмотрим происхождение Земли и Луны совмест-
но, отмечая, что именно Луна как спутник нашей планеты по-
служила тем механизмом, который запустил и существенно акти-
визировал тектоническое развитие Земли в архее. Кроме того, Луна
раскрутила нашу планету, определила своей орбитой захвата на-
клон оси ее вращения, а с этим явлением, как известно, связаны
вся климатическая зональность Земли и происхождение ее маг-
нитного поля. Более того, сейчас определенно можно считать,
что именно Луна, ускорив эволюционное развитие Земли, пре-
допределила появление на ее поверхности высокоорганизованной
жизни. В этом разделе описана новая физическая модель образова-
ния Луны за счет приливного разрушения на пределе Роша (кри-
тическое расстояние от планеты, ближе которого невозможно су-
ществование спутника) более массивной планеты — Протолуны.
Модели образования Луны
Одна из главных трудностей построения адекватной теории
образования Луны — объяснение ее резкого обеднения железом,
сидерофильными и халькофильными элементами. Действительно,
судя по средней плотности Луны (р£ — 3,34 г/см3), она содержит
около 5 % железоникелевой фазы или с учетом средней концент-
ие
оации FeO в ее мантии — около 13—14% тяжелой фракции. Это
намного меньше, чем среднее содержание соединений железа в
^дифференцированном веществе углистых хондритов (28,6 %) и
тем более в земном веществе (около 37 %).
С учетом данных различий предлагались гипотезы образования
Луцы в других областях Солнечной системы, обедненных соеди-
нениями железа, с последующим ее захватом гравитационным
полем Земли. Такие гипотезы имеют два недостатка. Во-первых,
вероятность гравитационного захвата с далекой орбиты такого
большого космического тела, как Луна, исчезающе мала и прак-
тически равна нулю. Во-вторых, совершенно непонятно, как в
этом случае объяснить столь резкий дефицит железа в лунном ве-
ществе, если его содержание в наиболее примитивных углистых
хондритах приблизительно в два раза выше. Кроме того, углистые
хондриты обогащены летучими и легкоподвижными элементами,
а Луна ими резко обеднена.
Сложность объяснения захвата Землей крупного спутника из
далекой области Солнечной системы привела к появлению дру-
гой группы гипотез, согласно которым Луна образовалась в обла-
сти формирования самой Земли, составив вместе с ней систему
двойной планеты. Ни одна из этих гипотез не смогла объяснить
дефицит железа и сидерофильных элементов на Луне.
Наряду с отмеченной аномалией относительно содержания
железа в Луне составы ее базальтов удивительно напоминают со-
ставы примитивных базальтов срединно-океанических хребтов
Земли. Кроме того, данные по изотопам кислорода также свиде-
тельствуют в пользу родственного происхождения Земли и Луны
и отличного от них происхождения углистых и обычных хондри-
товых метеоритов. На этом основании А. Рингвуд сумел очень убе-
дительно показать геохимическую общность лунного вещества с
веществом земной мантии. Однако из этого весьма показательно-
го факта ученый делает совершенно экзотический вывод: будто
Земля вскоре после своего образования и выделения у нее плот-
ного ядра очень быстро раскрутилась и за счет возникшей благо-
даря этому ротационной неустойчивости от ее мантии оторвался
крупный кусок вещества, превратившийся затем в Луну. Идея эта
не нова и около ста лет назад высказывалась Дж. Дарвином (гео-
физиком, сыном Ч.Дарвина), но, к сожалению, с механической
точки зрения оказалась неверной.
Рассматривая происхождение Луны, необходимо учитывать
Крайнюю степень дифференцированности ее вещества, привед-
шую к отделению силикатов от железа и их значительному обед-
нению сидерофильными элементами. Такая полная дифференциа-
ция вещества могла происходить лишь в теле достаточно крупной
и обязательно расплавленной планеты. Это важный вывод и не
Читаться с ним нельзя. Об образовании Луны из первоначально
до
расплавленной планеты, в частности, говорит и состав ее мощ-
ной анортозитовой коры, состоящей в основном из кальциевого
полевого шпата — анортита. Такая кора могла выделиться только
из полностью расплавленного вещества более крупного, чем Луна,
космического тела. По данным определения возраста лунных анор-
тозитов, этот процесс развивался около 4,6—4,4 млрд лет назад,
т.е. в период, близкий по времени к моменту образования самой
системы Земля—Луна. Следовательно, можно ожидать, что Луна
прошла стадию полного планетарного плавления и дифференци-
ации еще во время своего образования.
Второй и весьма примечательный факт, который необходимо
учитывать при разработке гипотезы образования Луны, состоит в
том, что суммарный момент количества вращения системы Зем-
ля-Луна в точности отвечает ситуации, при которой обе плане-
ты находились на расстоянии предела Роша друг от друга и обла-
дали синхронной угловой скоростью вращения. Такое совпадение
не может быть случайным. Наоборот, оно свидетельствует о том,
что Луна при своем образовании действительно находилась на пре-
деле Роша и могла подвергаться разрушению.
Учитывая приведенные данные, наиболее вероятно предполо-
жить, что Луна представляет собой остаток более крупной плане-
ты — Протолуны, захваченной растущей Землей с соседней бли-
жайшей орбиты (или образовавшейся вблизи самой Земли из око-
лоземного протопланетного роя планетезималей) и разрушенной
гравитационным полем Земли на пределе Роша. Близкие идеи о
двухэтапном образовании Луны за счет приливного разрушения
более крупной планеты и последующего захвата ее частей ранее
высказывали Дж. Вуд и X. Митлер, а также Е.Эпик. Согласно на-
шим представлениям, Луна образовалась за счет сохранения от
разрушения в полости Роша лишь внешнего приливного горба
предварительно расплавленной и прошедшей полную дифферен-
циацию планеты Протолуны.
Прежде чем рассматривать процесс образования Луны, напом-
ним в общих чертах саму природу приливного взаимодействия.
Это' интересное явление природы изучалось многими исследова-
телями начиная с И. Ньютона, впервые объяснившего, что при-
ливы и отливы в океанах вызываются притяжениями Луны и Солн-
ца водной оболочки. Исследовали этот процесс Д. Бернулли и Л. Эй-
лер, но наибольший вклад в изучение природы приливных взаи-
модействий Земли с Луной и Солнцем внесли П. Лаплас, кото-
рый еще в конце XVIII в. сформулировал теорию о приливах, и
Дж. Дарвин, предложивший в 1898 г. ряд подходов к практическо-
му решению этой задачи. В 60-е годы XX в. эволюцию приливных
взаимодействий в системе Земля—Луна рассматривали Г. Макдо-
налд, П.Голдрайх и Е.Л.Рускол. Наконец, недавно тонкие эф-
фекты приливных взаимодействий планет, основанные на учете
Рис. 13. Схема приливного
взаимодействия Земли с Луной:
F — приливная сила, тормозящая вра-
щение Земли; f — приливная сила,
ускоряющая орбитальное вращение Лу-
ны; 5 — угол запаздывания прили-
вов; t>() — скорость вращения Земли;
v — скорость вращения Луны
рдияния приливных возмущений на их кеплеровское движение,
были исследованы Ю.Н.Авсюком.
Приливное взаимодействие Земли с Луной из-за ее более близ-
кого расположения к Земле сильнее, чем с Солнцем. В современ-
ную эпоху эффект статического солнечного прилива составляет
приблизительно 20 % от лунного. В прошлые геологические эпохи
относительное влияние этого эффекта было еще меньшим. Для
упрощения задачи рассмотрим влияние на Землю только одной
Луны. Воспользуемся также расчетами Лапласа для кеплеровских
орбит взаимодействующих планет без учета описанных в работе
Ю.Н.Авсюка поправочных коэффициентов, определяющих вли-
яние приливных возмущений на эти орбиты. В первом приближе-
нии будем считать орбиту Луны круговой и расположенной в плос-
кости экватора Земли. Последнее условие сейчас не выполняется,
поскольку плоскость земного экватора наклонена к эклиптике (т. е. к
плоскости вращения Земли вокруг Солнца) под углом примерно
23°, а плоскость лунной орбиты с эклиптикой составляет угол
около 5°. Но на ранних этапах развития системы Земля—Луна,
когда планеты располагались ближе друг к другу, компланарность
(нахождение в одной плоскости) орбиты Луны с земным эквато-
ром должна была быть почти
полной.
Благодаря взаимному грави-
тационному притяжению планет
в их телах возникают приливные
деформации — вздутия или гор-
бы. При этом у каждой планеты
появляются два горба: один об-
ращен к возмущающей ее «со-
седке», а второй располагается
с противоположной стороны
(рис. 13) Причем такие возму-
щения в теле Земли образуются
не только за счет «вздутия» оке-
анов и морей (за счет перетека-
ния в их подлунные участки воды
из соседних акваторий), но и в
«твердой» Земле.
В связи с тем что угловая ско-
рость вращения современной
Земли, совершающей один обо-
рот вокруг своей оси за 24 ч, су-
щественно превышает орбиталь-
ную угловую скорость движения
Луны, один оборот которой про-
исходит за 27,32 сут (655,7 ч),
51
приливные горбы как бы «бегут» по земной поверхности, следуя
за видимым движением Луны по небосводу. Но вещество Земли —
не идеально упругое тело и обладает свойствами вязкой жидкости.
Это приводит к тому, что деформации в приливных горбах не
успевают рассасываться после прохождения ими точек кульмина-
ции с Луной и увлекаются земным вращением вперед, заметно
опережая (примерно на 2,16°) движение самой Луны. При этом
земному наблюдателю кажется, что максимальные приливы Зем-
ли всегда запаздывают и наступают на ее поверхности несколько
позже момента кульминации Луны (см. рис. 13).
Дополнительные притяжения избыточных масс приливных гор-
бов влияют и на движение самих планет. Так, притяжения обоих
приливных вздутий Земли создают пару сил, действующих как на
саму Землю, так и на Луну. Однако влияние ближнего обращен-
ного к Луне вздутия несколько сильнее, чем дальнего. Абсолют-
ные значения сил приливного взаимодействия между Луной и
Землей сейчас малы, но, накапливаясь в течение длительного
времени их воздействия, приводят к заметному торможению вра-
щения Земли, ускорению орбитального движения Луны и к ее
удалению от Земли.
Для определения эволюции взаимных расположений Луны и
Земли необходимо использовать законы небесной механики (тре-
тий закон Кеплера) и закон сохранения количества движения
(импульса) в системе, а также учитывать рассеиваемую в плане-
тах энергию приливных деформаций. Приливные взаимодействия
перераспределяют моменты количества движения между планета-
ми, но при этом суммарный момент количества движения систе-
мы всегда неизменный.
Приливные взаимодействия приводят к «перекачке» энергии
от одной планеты к другой, но в отличие от момента количества
движения энергия вращательного движения в системе не остается
постоянной, поскольку благодаря приливным деформациям она
постепенно переходит в тепло и далее рассеивается в космиче-
ском пространстве. В настоящее время вращательная энергия Зем-
ли передается Луне, благодаря чему, с одной стороны, постепен-
но замедляется осевое вращение нашей планеты, а с другой —
одновременно с этим Луна отодвигается от Земли.
Из приведенных закономерностей вытекает важное следствие.
Если спутник при своем образовании или захвате обладал соб-
ственным вращением с угловой скоростью, не равной скорости
его обращения вокруг массивной центральной планеты, то на та-
кой спутник обязательно должна была действовать пара прилив-
ных сил, тормозящих его осевое вращение. Для спутника (напри-
мер, для Луны в системе Земля —Луна) энергия вращения ока-
зывается небольшой и быстро рассеивается, превращаясь в тепло.
В результате спутник сравнительно быстро переходит на синхрон-
52
нОе вращение, при котором его угловые скорости осевого и орби-
тального вращения становились равными друг другу, и он оказы-
вался повернутым к центральной планете всегда одной и той же
стороной, как это сейчас и наблюдается у Луны.
Ранняя стадия системы Земля—Луна
Рассмотрим теперь самую раннюю историю системы Земля—
Луна на той ее стадии, когда эти планеты было бы правильнее
называть Протоземлей и Протолуной. Предполагаемые события
совпадали по времени с эпохой завершения формирования пла-
нет Солнечной системы за счет аккреции планетезималей и про-
исходили примерно 4,6 млрд лет назад. Они могли развиваться по
нескольким основным направлениям. Во-первых, Протоземля и
Протолуна в те далекие времена могли образоваться по «класси-
ческому» механизму формирования двойной планеты: сначала
Земля, а потом из оставшегося материала протоземного роя пла-
нетезималей — Протолуна, как это предполагала Е.Л. Рускол. Од-
нако вероятнее было предположить все-таки гравитационный зах-
ват растущей Протоземлей с соседней (ближайшей) орбиты так-
же растущей, но уже достаточно крупной Протолуны. В противо-
положность захвату спутника с далекой орбиты (возможность ко-
торого практически равна нулю) вероятность перехода спутника
с ближайшей гелиоцентрической орбиты на орбиту вокруг расту-
щей планеты (т.е. планеты с увеличивающейся массой) может
быть вполне осуществимой.
Гораздо более эффективным механизмом захвата могли слу-
жить столкновения пролетающего спутника с телами околопла-
нетного планетезимального роя, еще вращавшегося вокруг расту-
щей планеты. Благодаря таким столкновениям скорость пролета
захватываемого спутника должна была заметно тормозиться, в
результате чего его траектория могла трансформироваться из ги-
перболической (по отношению к центральной планете) в эллип-
тическую, а затем и в круговую.
Так или иначе, но Протолуна все-таки оказалась на околозем-
ной орбите. Теперь в отличие от классических гипотез образова-
ния Луны предположим, что масса Протолуны первоначально была
существенно большей, чем масса современной Луны, например в
4 раза, но по-прежнему оставалась существенно меньшей, чем
масса Протоземли. В этом случае масса Протолуны приблизитель-
но равнялась тр/ ~ 2,94 • 1026 г, а ее средний радиус составлял
rpi~ 2,56 • 108 см (радиус современной Луны равен 1,738- 108 см).
Учтем также, что собственное вращение Протоземли, приобре-
тенное ею только за счет выпадения на ее поверхность планетези-
малей из смежных (внутреннего и внешнего) поясов протопла-
нетного облака, не могло быть быстрым. Объясняется это стати-
53
стической компенсацией воздействий ударов протопланетных тел,
падавших тогда на растущую планету с разных сторон земной орби-
ты. Кроме того, благодаря небольшому превышению угловых ско-
ростей вращения планетезималей из внутреннего пояса протопла-
нетного облака такое начальное вращение Протоземли не только
было очень медленным, но и, скорее всего, происходило в про-
тивоположную сторону (как у Венеры, ныне лишенной спутников).
При таких условиях оказывается, что первоначально угловая
скорость орбитального вращения Протолуны (вне зависимости от
механизма ее образования) была существенно выше, чем угловая
скорость собственного осевого вращения Протоземли. Более того,
из закона сохранения момента количества движения следует, что
если Протолуна была захвачена или образовалась на орбите со
средним радиусом, превышающим приблизительно в 6 раз ради-
ус самой Протоземли, то у последней осевое вращение действи-
тельно должно было быть обратным. Например, если захват Про-
толуны (массой, равной четырем массам современной Луны) про-
изошел на среднюю орбиту радиусом, в 12 раз превышающим
радиус Земли, то отсюда следует, что первоначально Протоземля
должна была бы вращаться вокруг своей оси в противоположную
сторону с периодом около 11 ч, но это маловероятно. Поэтому
примем, что Протолуна была захвачена на орбиту со средним ради-
усом приблизительно равным шести радиусам Земли (6370 км-6 ~
= 38,2 тыс. км) и обращалась вокруг Протоземли с периодом около
20 ч.
Можно предположить, что сама Протоземля почти не облада-
ла собственным осевым вращением (при другой массе Протолуны
получится и другой радиус захвата, соответствующий отсутствию
собственного вращения Протоземли).
Из условия превышения угловой скорости орбитального дви-
жения спутника над угловой скоростью вращения центральной
планеты и закона сохранения момента количества движения си-
стемы следует, что в процессе приливного взаимодействия пла-
нет орбитальный момент Протолуны постепенно передавался Про-
тоземле, ускоряя тем самым ее собственное вращение в сторону
движения спутника. Одновременно с этим Протолуна, теряющая
свой момент количества движения, столь же неизбежно и неудер-
жимо должна была приближаться к Протоземле.
При захвате Протолуны на околоземную орбиту ее первона-
чальный эксцентриситет должен был быть очень большим — при-
ближающимся к единице (напомним, что эксцентриситет эллип-
тической орбиты равен разности между ее большой и малой осью,
поделенной на величину большой оси).
Это условие позволяет оценить среднее значение приливной
энергии, выделившейся в спутнике, после его перехода на почти
круговую орбиту.
54
Соответствующие оценки показывают, что после захвата Про-
толуны в ее теле только за счет радиальных приливных деформа-
ций должно было выделиться около 1,5 • 1037 эрг (или 1,5- Ю30 Дж)
тепловой энергии, что эквивалентно 1200 кал тепла на каждый грамм
вещества Протолуны. Учитывая, что теплота плавления большин-
ства магматических пород примерно равна 100 кал/г, а их тепло-
емкость — 0,3 кал/(г- град), можно заключить, что выделившего-
ся таким путем тепла было бы вполне достаточно для полного
расплавления Протолуны и подъема температуры ее вещества почти
до 3700 °C. К этому теплу следует добавить еще и дополнительную
энергию гравитационной дифференциации Протолуны, которая
должна была произойти после ее расплавления, что прибавило
бы еще около 1036 эрг (1029 Дж) тепловой энергии и дополнитель-
ный разогрев на 250 °C.
Время эволюции системы от момента захвата Протолуны до ее
перехода на круговую орбиту было сравнительно коротким (око-
ло 104лет). Поэтому, несмотря даже на интенсивное поверхност-
ное охлаждение, она должна была еще долгое время оставаться
полностью расплавленной и сильно перегретой планетой. Расплав-
ление и перегрев Протолуны должны были привести к существен-
ной гравитационной дифференциации ее вещества по плотности
и к почти полной потере ею всех летучих элементов и соединений.
В связи с малой массой Протолуны и последующим ее разруше-
нием эти летучие компоненты не смогли сохраниться в атмосфе-
ре спутника.
Рассеивание приливной энергии, естественно, происходило и
в Протоземле. При этом выделявшаяся в центральной планете теп-
ловая энергия приливного взаимодействия со спутником черпа-
лась из энергии его орбитального движения. Часть этой энергии
уходила на «раскрутку» Протоземли (плоскость вращения Прото-
луны тогда совпадала с экваториальной плоскостью Протозем-
ли), а часть — на разогрев нашей планеты. Можно определить,
что за счет приливного взаимодействия Протолуны с Протозем-
лей (от момента захвата массивного спутника до его перехода на
предел Роша) в теле нашей планеты должно было выделиться
около 1,25 • 1037 эрг тепловой энергии. Этого тепла хватало для подъе-
ма средней температуры Протоземли приблизительно на 180 °C, но
было еще далеко недостаточно для начала ее расплавления. В пользу
такого предположения свидетельствуют и геологические данные
° появлении наиболее древних магматических пород на Земле лишь
приблизительно через 600—800 млн лет после ее образования.
Поздняя стадия (разрушение Протолуны)
С приближением массивного спутника Протолуна к централь-
ной планете Протоземля его тело все более деформировалось при-
55
дивными силами и вытягивалось вдоль продольной оси, соединя-
ющей центры тяжести планет. Начиная с некоторого расстояния
от центральной планеты до орбиты спутника приливная сила,
действующая на спутник, становилась больше силы его самогра-
витации (предел Роша). Известно, что для разрушения твердого
спутника необходимо, чтобы разность этих сил превысила предел
прочности пород спутника на разрыв, так как только в этом случае
спутник теряет свою устойчивость и начинает разрушаться. Сле-
довательно, для разрушения твердого спутника он должен как бы
погрузиться в полость Роша на ту глубину, при которой притяже-
ние со стороны центральной планеты превышает собственную силу
тяжести спутника на величину, равную прочности его пород. В про-
тивоположность этому разрушение жидкого спутника начинает-
ся, как только он переходит на орбиту, равную пределу Роша.
Для Протолуны радиус сферы Роша вокруг Протоземли был
близок к 17,2- 109 см (17,2 тыс. км) и превышал радиус нашей
планеты всего в 2,7 раза. Исходный радиус Протолуны приблизи-
тельно равнялся 2,56 тыс. км, тогда как благодаря приливным де-
формациям на пределе Роша большая полуось спутника вытяги-
валась в 1,5 раза, т.е. до 3,84 тыс. км, радиус Протоземли и тогда
уже приблизительно равнялся радиусу современной Земли — 6 тыс.
км. Отсюда можно подсчитать, что в момент перехода Протолуны
на орбиту предела Роша она нависала над земной поверхностью
на высоте примерно 7 тыс. км.
Разрушение жидкой и расслоенной (прошедшей дифференциа-
цию) Протолуны при ее переходе на орбиту критического преде-
ла с последующим постепенным погружением в сферу Роша дол-
жно было происходить за счет стекания расплавленного вещества
внутреннего (обращенного к центральной планете) приливного
вздутия в сторону Протоземли. Сорванное с поверхности Прото-
луны силикатное вещество в форме небольших застывших брызг —
лапиллий и «вулканических бомб» должно было по широкой спи-
рали устремляться к центральной планете, формируя вокруг Про-
тоземли (в ее экваториальной плоскости) достаточно плотные
кольца раздробленного метеоритного материала (вроде современ-
ных колец Сатурна).
По мере разрушения Протолуны ее размеры постепенно умень-
шались, поэтому на втором этапе этого процесса вокруг молодой
Земли, подобно кольцам Сатурна, возникали земные кольца вра-
щающихся мелких метеоритных тел, выброшенных Протолуной.
Однако благодаря возмущающим воздействиям Протолуны и вза-
имным соударениям этих метеоритных тел все вещество колец
постепенно должно было выпадать на земную поверхность. В ре-
зультате угловая скорость осевого вращения Земли повышалась, а
скорость погружения остатков Протолуны в сферу Роша, наобо-
рот, уменьшалась.
Приблизительная оценка скорости сближения Земли и Луны в
^далекую эпоху была достаточно большой: за один оборот Прото-
^тца с периодом ее обращения вокруг Земли около 6 ч погружалась
сферУ Р°ша приблизительно на ~ 35 м, а за год на ~ 50 км.
Б Как видно из приведенных оценок, сближение Протолуны с
Протоземлей должно было происходить весьма стремительно. При
такой скорости погружения Протолуны в сферу Роша даже рас-
плавленное, но все-таки вязкое протолунное силикатное веще-
ство из внутреннего приливного выступа спутника просто не успе-
вало стекать с его поверхности в сторону Протоземли. В результате
Протолуна в те времена могла погружаться в сферу Роша значи-
тельно глубже, чем это допускается теорией, не учитывающей
конечную вязкость вещества разрушаемого спутника.
То обстоятельство, как происходило разрушение расслоенного
спутника с маловязким (порядка единиц пуаз), но плотным (око-
ло 8 г/см3) ядром и более вязкой (порядка 1О10 П), но легкой
(около 3,3 г/см3) оболочкой при быстром его погружении в сферу
Роша, строго еще не выяснено. По-видимому, ситуация должна
была резко измениться, как только приливное ускорение со сто-
роны Протоземли превысило ускорение силы тяжести на поверх-
ности протолунного ядра. После этого момента при достаточно
быстром погружении Протолуны в сферу Роша в большей части
его ядра возникали значительные растягивающие напряжения. В та-
ких условиях после преимущественного разрушения внутреннего
приливного горба Протолуны, вероятно, должно было произой-
ти достаточно быстрое истечение маловязкого расплавленного же-
леза из ее ядра на земную поверхность (рис. 14).
К тому времени (как показывают расчеты) масса Протолуны
благодаря выпадению на нее большей части протолунного веще-
ства возросла до массы современной Земли, а угловая скорость
осевого вращения за счет приливных взаимодействий с Протолу-
ной увеличилась до критическо-
го значения, равного угловой
скорости орбитального вращения
спутника на пределе Роша (один
оборот приблизительно за 6 ч).
Если катастрофический разрыв и
«вытекание» расплавленного же-
лезного ядра Протолуны дей-
ствительно произошли достаточ-
но быстро и большая часть же-
леза вместе с остатками внутрен-
него приливного вздутия устре-
мились к Земле, то внешний
приливной горб, менее всего
пострадавший от разрушения и
Рис. 14. Картина разрушения Про-
толуны на пределе Роша Земли
(О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 2002)
57
почти лишенный остатков «ядерного» железа, должен был испы-
тать инерционную отдачу и перейти на более удаленную орбиту
т.е. покинуть опасную зону предела Роша.
Благодаря инерционной «отдаче» остатки Протолуны, кото-
рые теперь уже можно называть Луной, должны были перейти на
орбиту с меньшей орбитальной скоростью ее вращения вокруг
Земли. После этого события приливные взаимодействия планет
поменяли свой знак на противоположный и молодая Луна начала
отодвигаться от Земли, что и спасло ее от окончательного разру-
шения, а собственное осевое вращение Земли стало тормозиться.
Начиная с этого момента можно говорить об образовании на
околоземной орбите настоящей Луны. Но образовалась она около
4,6 млрд лет назад ценой разрушения более крупной материнской
планеты — Протолуны.
3.3. Происхождение метеоритов
Рассмотрим теперь, насколько уникальна судьба системы Зем-
ля-Луна. Не является ли механизм возникновения этой пары пла-
нет более универсальным, особенно для планет, вращающихся в
прямом направлении и обладающих собственными спутниковы-
ми системами. Эти вопросы вполне правомерны, поскольку при
формировании планет лишь за счет прямого выпадения на них
планетезималей, движущихся по кеплеровым круговым—гелио-
центрическим орбитам, может возникнуть только обратное вра-
щение планет, такое же, как у лишенной спутников Венеры.
Напомним, что при взгляде на эклиптику (т.е. на плоскость
вращения планет вокруг Солнца) со стороны Полярной звезды
все планеты (кроме Венеры) вращаются против часовой стрелки,
при этом собственное вращение планет считается прямым, если
они как бы «катятся» по своим орбитам вокруг Солнца, т.е. если
их осевое вращение также происходит против часовой стрелки.
Гравитационный захват спутников с соседних близких круговых
орбит происходит только в прямом направлении и, следователь-
но, приливное взаимодействие спутника с центральной планетой
должно раскручивать ее также только в прямом направлении.
В последние годы стала очень модной гипотеза так называемых
мегаимпактов, согласно которой планеты приобретают осевое
вращение за счет соударений с ними по касательной других пла-
нет меньшей массы. При этом центральная планета раскручивает-
ся, а планета-«снаряд» либо полностью с ней сливается, либо ее
остаток превращается в спутник. Правда неясно, почему все-таки
подавляющее большинство планет Солнечной системы приобре-
ло прямое вращение — ведь при таком механизме раскручивания
планет равновероятны удары и с той и другой стороны. Кроме
58
r0 с точки зрения этой гипотезы, совершенно не понятно,
очему практически все незаторможенные приливами планеты об-
япают угловыми скоростями осевого вращения, совпадающими
с угловыми скоростями орбитального вращения спутников на их
пределах Роша. Ведь при мегаимпактном механизме «раскрутки»
планет скорости их осевого вращения должны были бы распреде-
дяться по законам статистики, т. е. наряду с прямо и быстро вра-
щающимися планетами существовали бы обратно раскрученные
и медленно вращающиеся планеты, у которых скорости осевого
вращения так дружно не совпадали бы со скоростями вращения
спутников на пределах Роша (из рассмотрения исключены Мер-
курий и Венера, поскольку их осевые вращения сильно затормо-
жены приливами со стороны Солнца).
Учитывая сказанное и несостоятельность мегаимпактной ги-
потезы, посмотрим, насколько может быть универсальной мо-
дель «раскрутки» планет их спутниками, захваченными с ближай-
ших орбит. В этом случае при захвате спутника его угловая ско-
рость орбитального вращения в прямом направлении всегда ока-
зывается большей, чем начальная угловая скорость осевого вра-
щения планеты, приобретенная еще в процессе формирования
планеты благодаря выпадению на ее поверхность планетезималей.
В результате приливных взаимодействий такие спутники должны
были последовательно приближаться к своим центральным пла-
нетам, разрушаться там на пределах Роша и выпадать на их поверх-
ность, передавая тем самым свои орбитальные моменты количе-
ства движения моментам осевого вращения центральных планет.
Такие процессы, естественно, могли развиваться только до тех пор,
пока угловая скорость вращения центральной планеты не достига-
ла предельной (критической) скорости, определяемой скоростью
вращения спутника на пределе Роша. Если в дальнейшем планеты
не испытывали существенного приливного торможения со сторо-
ны еще оставшихся на орбитах спутников, их угловые скорости
осевого вращения должны были и далее оставаться близкими к
критическим значениям. Если такое приливное торможение было
Достаточно сильным, как, например, в системе Земля—Луна, то
его всегда возможно учесть и определить исходные значения угло-
вых скоростей вращения планет в момент образования их системы.
Сопоставление теоретических данных по «раскрутке» планет их
естественными разрушающимися спутниками, находящимися на
пределе Роша планеты, с эмпирическими данными позволило счи-
тать предположение Х.Алвена и Г. Аррениуса о большой вероятно-
сти гравитационного захвата растущими планетами своих спутни-
ков с ближайших к ним гелиоцентрических орбит обоснованным.
Отсюда следует, что большинство метеоритов и астероидов,
скорее всего, представляют собой мелкие осколки прошедших
Дифференциацию и затем разрушенных приливными возмуще-
59
ниями спутников и даже планет, оказавшихся в «глубинах» сфе.
ры Роша более массивных планет. Особенно это относится к клас-
сам дифференцированных метеоритов, например, к железонике-
левым метеоритам, вещество которых прошло настолько полную
и глубокую сепарацию элементов по их сидерофильным свойствам,
что просто трудно обойтись без привлечения гипотезы о разруше,
нии некой достаточно крупной и расслоенной планеты с метал-
лическим ядром типа гипотетического Фаэтона (предполагаемая
планета, разрушение которой якобы породило множество оскол-
ков, образовавших затем пояс астероидов между Марсом и Юпи-
тером). Помимо железоникелевых метеоритов к таким «осколкам
Фаэтонов» следует относить мезосидериты (железокаменные ме-
теориты), обычные хондриты «мантийного» состава и ахондриты
базальтового состава. Многие из этих метеоритов несут на себе
следы интенсивных пластических деформаций и быстрого осты-
вания горячего вещества (таково, вероятно, происхождение и
загадочных образований — сферических гранул, или хондр). Если
это действительно так, то оказывается, что большинство камен-
ных метеоритов обладают характерными признаками катастро-
фического разрушения дифференцированных тел планетных раз-
меров.
Механизмом для выбрасывания осколков таких тел за пределы
гравитационного поля разрушившей их планеты может служить
механизм инерционной отдачи, срабатывающий, например, при
прохождении космическим телом (приблизительно лунных раз-
меров) через сферу Роша значительно более массивной планеты
со скоростью, близкой к параболической. В этом случае, как пока-
зал Дж. Вуд, часть образовавшихся обломков переходит на эллип-
тические орбиты вокруг центральной планеты, а другие осколки
ускоряются до гиперболических скоростей и навсегда покидают
ее пределы, превращаясь в вечных скитальцев Солнечной систе-
мы. Во время формирования планет, т.е. около 4,6 млрд лет назад,
такие события, по-видимому, могли происходить достаточно ча-
сто. Вот почему и первичные возрасты подавляющего большин-
ства всех классов метеоритов соответствуют именно такому вре-
мени их образования.
С учетом изложенных идей весьма вероятно, что остатками
первичных планетезималей, из которых формировались планеты
Солнечной системы, являются кометные тела. Даже углистые хон-
дриты, как и другие метеориты, скорее всего, не являются остат-
ками исходного (первичного) протопланетного вещества, а воз-
никли на периферии Солнечной системы за счет приливного раз-
рушения внешних (богатых подвижными и летучими элемента-
ми) и слабодифференцированных протопланет. Отсюда, в част-
ности, следует, что состав Земли и других планет земной группы
нельзя прямо определять по составам известных метеоритов.
60
3.4. Эволюция системы Земля—Луна
Энергия приливных взаимодействий планет сильно зависит от
расстояния между их центрами тяжести L и возрастает обратно
пропорционально шестой степени этого расстояния. Это означа-
ет что любое сближение планет приводит не только к значитель-
ному увеличению самих приливов, но и к стремительной интен-
сификации всех связанных с приливами процессов. Поэтому для
понимания палеогеографии Земли важно выяснить основные за-
кономерности развития системы Земля—Луна во времени tn найти
зависимость L(t).
Оценки показали, что при захвате Протолуны на близкую око-
лоземную орбиту (скажем, L ~ 6Rg ~ 38- 109 см, где Rg — радиус
Земли) весь процесс сближения спутника с Протоземлей зани-
мал примерно 15 тыс. лет. Само разрушение Протолуны на преде-
ле Роша Протоземли шло не более чем за 100 лет. Столь же быстро
произошло раскручивание и самой Земли: приблизительно за 100
лет скорость ее собственного вращения увеличилась более чем в 2
раза — с одного оборота за 14,5 ч до одного оборота за 5,6 ч.
Полученному приросту количества вращения Земли с учетом
кинетической энергии выпавших на земную поверхность оскол-
ков разрушенной Протолуны соответствует огромная энергия
3,8 • 1037 эрг, часть которой (около 1,1 • 1037 эрг) перешла в тепло.
Если бы эта энергия равномерно распределилась по всему объему
Земли, то средняя температура нашей планеты возросла бы при-
близительно на 160 °C. Однако фактический разогрев земного ве-
щества оказался существенно меньшим, поскольку основное воз-
действие со стороны обрушившегося на земную поверхность по-
тока мелких обломков Протолуны приходилось в основном толь-
ко на экваториальную зону Земли. В моменты ударов этих частиц о
земную поверхность, естественно, происходили тепловые взры-
вы и даже расплавления ее приповерхностных слоев, но они бы-
стро остывали, отдавая в виде излучения почти все свое тепло
открытому Космосу. Поэтому катастрофа Протолуны хоть и зна-
чительно раскрутила Землю, а также несколько разогрела ее за
счет приливных деформаций, все же на ее внутреннем тепловом
балансе она отразилась не столь радикально, как это могло бы
показаться с первого взгляда. По-видимому, вклад разрушившей-
ся Протолуны и выпавших на земную поверхность ее осколков в
энергетику Земли нужно еще относить к энергетическим эффек-
там аккреции нашей планеты.
Перейдем к проблеме изменения расстояния между Луной и
Землей за 4,6 млрд лет (рис. 15). Молодая Земля после своего
образования была холодным космическим телом и температура
в ее недрах еще нигде не превышала температуры плавления зем-
ного вещества. Кроме того, на ее поверхности тогда не было ни
61
Рис. 15. Эволюция расстояния между Луной и Землей:
интервал I — время развития на Луне анортозитового магматизма; интервал II —
время развития базальтового магматизма на Луне (пояснения в тексте)
морей, ни океанов, а атмосфера, если и была, то весьма разре-
женная.
Оценки показали, что за время от 4,6 до 4 млрд лет назад Луна
благодаря приливным взаимодействиям с Землей оказалась отброшен-
ной от предела Роша (около 17 тыс. км) на расстояние 156 тыс. км. При
этом отодвигание Луны от Земли было весьма неравномерным:
вначале очень быстрым, а затем более спокойным. С наибольши-
ми скоростями Луна отодвигалась от Земли в самом начале своего
эволюционного пути (сразу же после разрушения ее материнской
планеты — Протолуны) около 4,6 —4,4 млрд лет назад (рис. 16).
Второй значительный импульс резкого увеличения скорости ото-
двигания Луны возник на рубеже катархея и архея — около 4,0 млрд
лет тому назад. Наконец, третий период относительного ускоре-
ния отодвигания Луны от Земли, правда с существенно меньши-
ми скоростями, приходился на фанерозой. При этом только пер-
вый импульс стремительного удаления планет друг от друга свя-
зан с малым исходным расстоянием между ними при их образова-
нии. Происхождение второго импульса было связано с возникно-
вением в недрах Земли первых расплавов (астеносферы) и, как
следствие этого, с началом тектонической активности Земли и
дегазации мантии, сопровождавшихся образованием на земной
62
Рис. 16. Скорость удаления Луны от Земли, см/год.
Масштаб рисунка не позволил привести максимальные значения этой скорости;
около 4,6 млрд лет назад она достигала 12 • 106 см/год, или около 12 км/год,
однако уже через 1 млн лет она снизилась до 9,64 м/год, а через 10 млн лет — до
1,37 м/год; в настоящее время Луна отодвигается от Земли со средней скоростью
около 3,4 см/год
поверхности около 4,0 • 109 лет назад первых мелководных морей.
Третий импульс ускорения также определялся чисто земными
причинами: подъемом поверхности растущего океана и его пере-
крытием около 0,6 109 лет назад среднего уровня континенталь-
ных шельфов, что привело к возникновению в фанерозое обшир-
ных и тоже мелководных эпиконтинентальных морей.
Так как Земля и Луна возникли на близких исходных орбитах в
виде двойной планеты в общем кольцевом поясе пылевого облака
Солнечной системы, материал для своего построения они черпа-
ли из единого источника однородного по составу протопланетно-
го вещества. Именно по этой причине наблюдается и тесная гене-
тическая связь по главным петрогенным элементам между лун-
ным и земным веществом (кроме титана). Особенно это подтвер-
ждается при сравнении базальтов Земли и Луны. С рассматривае-
мых позиций их тесное генетическое родство по основным поро-
дообразующим оксидам объясняется тем, что и те и другие воз-
никли благодаря близким процессам химике-плотностной диф-
ференциации планетных недр одинакового исходного состава. Толь-
ко в лунных недрах такая дифференциация протекала благодаря
Полному плавлению вещества и за исключительно короткое вре-
мя (всего за несколько тысяч лет), а на Земле этот процесс разви-
вался без плавления мантийного вещества или только при частич-
63
ном плавлении вещества верхней мантии и растянулся приблизь,
тельно на 4 млрд лет.
Тем не менее резкое различие в скоростях дифференциаций
этих планет четко отразилось на специфике калий-урановых ц
калий-ториевых отношений в лунных и земных базальтах. Связано
это с тем, что за долгую историю дифференциации земного ве-
щества, происходившего одновременно с процессом формирова-
ния континентальной земной коры, торий и уран как более под-
вижные элементы в большей мере, чем калий, переместились из
мантии в земную кору.
Одновременно с образованием или захватом Протолуны, по-
видимому, мог возникнуть и ряд более мелких спутников и мик-
ролун, также вращавшихся вокруг Земли. Все эти спутники и
микролуны, окружавшие тогда Землю, как и сама Луна, долж-
ны были испытывать на себе влияние земных приливов. Но по-
скольку после разрушения Протолуны и образования Луны мак-
симальная угловая скорость вращения во всей геоцентрической
планетно-спутниковой системе была только у Земли, то начи-
ная с того времени все спутники системы, большие и малые,
стали отбрасываться приливными взаимодействиями в сторону
от центральной планеты. При этом скорость удаления спутника
от Земли пропорциональна его массе, поэтому массивные спут-
ники и среди них прежде всего Луна отодвигались тогда от Зем-
ли быстрее мелких.
Данное обстоятельство привело к «выметанию» большими спут-
никами из околоземного пространства более мелких космических
тел, неизбежно выпадавших на поверхность своих более массив-
ных соседей при сближениях и пересечениях их орбит. Естествен-
но, что Луна как самая массивная планета-спутник «выметала»
все содержимое околоземного спутникового роя эффективнее всех
остальных его объектов, особенно в периоды своего наиболее стре-
мительного отодвигания от Земли на заре развития системы в ка-
тархее и в раннем архее. Отсюда следует, что основное количество
столкновений Луны с телами такого роя должно было происхо-
дить только в течение двух сравнительно коротких промежутков
времени — от 4,6 до 4,4 и от 4,0 до 3,6 млрд лет назад (см. рис. 16).
Поскольку одновременно с Луной расширялись орбиты и ос-
тальных тел околоземного спутникового роя, причем со скоро-
стями, пропорциональными их массам, то к моментам столкно-
вения таких тел с Луной более массивные спутники успевали ото-
двинуться от Земли на большие расстояния, чем мелкие. Поэтому
вначале (т.е. в катархее) должны были происходить соударения
Луны с телами малой или средней массы, тогда как на втором
этапе удаления Луны от Земли (т.е. в раннем архее) — с наиболее
крупными и массивными из оставшихся спутников (также успев-
шими к этому времени вырасти за счет поглощения ими более
64
некие
Луны
редких тел спутникового роя). К каким последствиям для Луны
^огли приводить такие «бомбардировки» ее поверхности?
Итак, по предлагаемой гипотезе, Луна сформировалась из рас-
плавленного и сильно перегретого вещества внешнего приливно-
го горба разрушенной на пределе Роша первоначально более круп-
ной планеты — Протолуны. Поэтому лунные недра еще долго ос-
тавались перегретыми и расплавленными, а в ее центральных об-
ластях первичные расплавы, по-видимому, сохраняются и до на-
ших дней. Полное расплавление Луны привело к эффективной
гравитационной дифференциации лунного вещества, при кото-
рой ее верхний слой толщиной около 80 км оказался сложенным
наиболее легкими породами — анортозитами (р ~ 2,7 г/см3). Глуб-
же должны были располагаться слои расплавленного базаль-
та (р = 2,9 г/см3), снизу подстилаемые расплавами ультраоснов-
ного (коматиитового) состава, а в центре Луны могли сохранить-
ся еще и остатки железоникелевого ядра Протолуны. Отсюда сле-
дует, что у молодой Луны была еще сравнительно тонкая лито-
сфера, однако с течением времени благодаря ее остыванию тол-
щина лунной литосферы постепенно увеличивалась.
Только за первый миллион лет своего существования Луна
отодвинулась от Земли с расстояния около 26 тыс. км до 60,
т. е. на 34 тыс. км. Однако в то время толщина лунной литосферы
еще не превышала 6 км, и поэтому все падавшие на нее метео-
ритные тела приблизительно километровых размеров легко рас-
калывали и пробивали первозданную лунную литосферу, откры-
вая тем самым доступ подлитосферным расплавам к ее поверхно-
сти. Но, как уже отмечалось, верхний слой расплавов состоял тогда
из наиболее легких дериватов первичного вещества, т.е. из анор-
тозитовых магм. Поэтому именно они тогда и изливались на по-
верхность Луны.
Дальнейшее удаление Луны от Земли также сопровождалось
одновременным и постепенным увеличением толщины лунной
литосферы. В результате со временем ее могли раскалывать и про-
бивать только все более крупные космические тела астероидного
размера (в поперечнике более нескольких десятков километров).
Большинство мелких тел бывшего околоземного спутникового роя
оставляли на ее поверхности только следы своего падения, ис-
пещряя, подобно оспе, лунную поверхность бесчисленными удар-
ными воронками разного размера.
Большей интенсивности излияния анортозитовой магмы на пер-
вых этапах существования Луны способствовало и быстрое изме-
формы ее поверхности. Так, вблизи предела Роша форма
еще представляла собой существенно вытянутый эллипсо-
ид, длинная (направленная к Земле) ось которого в 2 раза превы-
u,ajia поперечные размеры спутника. Следовательно, приливные
горбы Луны достигали тогда 1300 км. По мере удаления Луны от
3 Свиточ
Земли ее форма быстро приближалась к сфероидальной, и уже
примерно через 200 млн лет амплитуда приливных горбов умень-
шилась до 0,5 км. Столь сильное и резкое изменение кривизны
лунной поверхности за сравнительно короткое время неизбежно
должно было приводить к интенсивному растрескиванию и разла-
мыванию ее молодой литосферы. По этим трещинам и расколам
на поверхность Луны тогда в изобилии поступали более легкие под-
литосферные расплавы, т. е. все те же анортозитовые магмы. Имен-
но поэтому на самых ранних этапах развития Луны, как образно
заметил А. Рингвуд, буквально бушевал анортозитовый магматизм.
Согласно изотопным методам определения возрастов коровых по-
род Луны, это происходило около 4,6—4,4 млрд лет назад.
Приблизительно через 200 млн лет после своего образования
Луна удалилась от Земли на расстояние приблизительно 120 тыс.
км. К тому времени мощность ее литосферы увеличилась до 85 км
и практически весь верхний слой анортозитовых расплавов ока-
зался охлажденным и полностью раскристаллизованным, превра-
тившись в твердую анортозитовую или так называемую «матери-
ковую» кору Луны. Именно в то время около 4,4 млрд лет назад
практически полностью прекратился и лунный анортозитовый
магматизм, хотя снизу лунная кора еще по-прежнему продолжала
подстилаться «магматическим океаном», но теперь уже только
базальтового состава.
Второй импульс лунного магматизма (4,0—3,8 млрд лет назад)
совпал по времени со вторым периодом ускоренного отодвигания
Луны от Земли. На этот раз усиление приливных взаимодействий
между планетами было связано с чисто земными событиями — с
возникновением в Земле астеносферы и началом ее тектонической
активности, запустившей также планетарный процесс химико-плот-
ностной дифференциации земного вещества. Однако химический
состав лунной магмы на этот раз был уже совсем иной.
Как и в первый период ускоренного увеличения лунной орби-
ты, Луна во второй период (через 600 млн лет после своего обра-
зования на рубеже катархея с археем) благодаря своей большей
массе должна была усиленно «выметать» из околоземного про-
странства все другие спутники, еще сохранившиеся до этого вре-
мени на внешних околоземных орбитах (на расстояниях от 160 до
320 тыс. км). За время, прошедшее с момента образования Луны,
все наиболее крупные тела околоземного спутникового роя бла-
годаря приливным взаимодействиям с Землей также должны были
удалиться на периферию этой системы. Следовательно, в интер-
вале отмеченных расстояний в то время должны были сконцент-
рироваться и наиболее массивные спутники, и микролуны из око-
лоземного спутникового роя.
Но за время от момента образования Луны до начала раннего
архея прошло около 600 млн лет, и за этот период мощность лун-
66
ной литосферы успела возрасти приблизительно до 150 км. Поэто-
му пробить такую литосферу могли только сравнительно крупные
космические тела — спутники с поперечными размерами около
100 км и более и соответственно с массами порядка IO20—1021 г.
fTo-видимому, в начале раннего архея, помимо Луны, по внеш-
ним геоцентрическим орбитам вокруг Земли еще вращалось не-
сколько таких сравнительно массивных спутников.
Падая на Луну, эти массивные спутники пробивали не только
анортозитовую кору, но и подстилающий ее слой габбро, тем са-
мым открывая доступ на лунную поверхность подлитосферным
базальтовым магмам. Излияния базальтов из образовавшихся удар-
ных кратеров и оперяющих их разломов и создали привычный
Нам узор базальтовых покровов лунных «морей». С внедрениями
крупных базальтовых масс в пробитые спутниками бреши анорто-
зитовой коры следует связывать и происхождение так называемых
лунных масконов — аномально тяжелых масс под кратерами лун-
ных «морей». Такие аномалии создаются избыточной плотностью
базальтов (р ~ 2,95 г/см3) по сравнению с плотностью более лег-
ких анортозитов лунной коры (р < 2,7 — 2,75 г/см3). Судя по абсо-
лютной геохронологии лунных образцов, формирование гигант-
ских ударных кратеров и заполнение их базальтами происходило в
период от 4,0 до 3,8 млрд лет тому назад и совпадало по времени
с началом тектонической активности Земли, что и следует из рас-
смотренного здесь механизма образования и эволюции системы
Земля—Луна. По-видимому, впервые обратил внимание на со-
впадение проявлений базальтового магматизма на Луне с нача-
лом процесса выделения земной коры (т. е. фактически с началом
тектонической активности Земли) и увидел в этом совпадении
примечательную связь между событиями акад. В. Е. Хайн.
После второго периода ускоренного удаления Луны от Земли
ее движение вновь стало более спокойным. Примерно в то же
время к началу позднего архея около 3,2 млрд лет назад в связи с
полным исчерпанием «микролун» из околоземного спутникового
Роя прекратилась и активная бомбардировка лунной поверхности
бывшими спутниками Земли. С тех пор на Луну, как, впрочем, и
на Землю, спорадически падали лишь метеоритные тела, орбиты
которых случайно пересекались с этими двумя планетами. Поэто-
му около 3,5 —3,2 млрд лет назад полностью прекратился и лун-
ный магматизм, а сама Луна превратилась в тектонически мерт-
вУю планету.
В заключение обратим внимание на два важных обстоятельства,
касающихся тектонического развития Земли в катархее и архее. Во-
Первых, массовое выпадение на лунную поверхность метеоритных
тед и даже спутников средних размеров вовсе не означает, что в
катархее и раннем архее такой же интенсивной бомбардировке
Подвергалась и Земля. Как раз, наоборот: ведь на Луну выпадали те
67
космические тела из околоземного спутникового роя, которые в
силу их приливного взаимодействия с Землей должны были только
отодвигаться от нее, но не выпадать на земную поверхность.
Во-вторых, возобновление после длительного перерыва около
600 млн лет повторной бомбардировки лунной поверхности на
этот раз крупными космическими телами и связанная с этим
вспышка базальтового магматизма на Луне маркирует переход
Земли из тектонически пассивного состояния в катархее к ее ак-
тивному тектоническому развитию в архее. Иными словами, ба-
зальтовый магматизм на Луне — индикатор начала тектонической
активности Земли и, как следствие, резкого изменения ее палео-
географии.
3.5. Развитие первичной Земли
(Земля в катархее — 4,6—4,0 млрд лет назад)
Как уже отмечалось, Земля формировалась благодаря гомоген-
ной и холодной аккреции протопланетного газопылевого облака,
предварительно прошедшего под влиянием солнечного ветра, све-
тового давления, кратковременного повышения температуры и
магнитной сепарации исключительно сильную дифференциацию
вещества этого облака еще на доаккреционной стадии его разви-
тия. В результате такой дифференциации протопланетного веще-
ства в зоне формирования Земли и Луны из первичного облака
практически полностью были удалены все газовые компоненты
исходного вещества, оно было резко обеднено гидросиликатами,
карбонатами и серой, а также заметно обеднено щелочами и не-
которыми другими легкоплавкими элементами.
Впервые предложенная О. Ю. Шмидтом и подробно разрабо-
танная В. С. Сафроновым гипотеза образования Земли, как и дру-
гих планет Солнечной системы, оказалась на редкость плодотвор-
ной не только при объяснении механизмов образования планет,
но и при рассмотрении эволюции Земли уже на планетной стадии
ее развития. Подчеркнем, что для изучения геологического разви-
тия Земли отмеченные работы являются отправными и безуслов-
но очень важными, поскольку определяют начальные условия су-
ществования нашей планеты. В частности, для понимания даль-
нейших путей развития Земли исключительное значение имеют
два основных вывода теории планетообразования. Во-первых, мо-
лодая Земля сразу же после своего образования была относитель-
но холодным космическим телом, и в ее недрах температура ниг-
де не превышала температуру плавления земного вещества. Во-
вторых, первичная Земля имела достаточно однородный состав
и, следовательно, тогда еше не существовало земного ядра и хи-
мической расслоенное™ ее недр на мантию и кору. Молодая ЗеМ-
68
дя была также лишена гидросферы и обладала лишь разреженной
атмосферой, состоявшей из химически пассивных газов.
Дальнейшая эволюция Земли — формирование ее ядра, ман-
тии, коры, гидросферы и атмосферы — должна была полностью
определяться исходным составом земного вещества, начальным
теплозапасом нашей планеты, а также историей ее взаимодей-
ствия с Луной. При этом подразумевается, что эндогенные источ-
ники энергии, фактически управляющие всем ходом глобального
развития Земли (энергия распада радиоактивных элементов и гра-
витационной дифференциации земного вещества), в конце кон-
цов тоже определяются исходным составом Земли. Начнем с со-
става первичного земного вещества.
Первичное вещество Земли представляло собой резко выра-
женную ультраосновную породу с низким коэффициентом насы-
щенности кремнеземом и высоким относительным содержанием
двухвалентного оксида железа. Следовательно, первичное веще-
ство Земли состояло приблизительно на 75 % из оливина, на 11 %
из остальных силикатов и на 13,8 % из камасита.
Судя по приведенным расчетам, можно считать, что относи-
тельно среднего состава солнечного вещества, а следовательно, и
среднего состава планет и метеоритов Солнечной системы Земля
несколько обогащена железом и его оксидами (приблизительно
на 50 — 60%), существенно обеднена серой (примерно в 10 раз),
калием (около 4—5 раз) и другими подвижными элементами, но
характеризуется почти средним для Солнечной системы обилием
кислорода (по отношению к кремнию). Содержание в первичном
веществе Земли летучих, подвижных и редких (рассеянных) эле-
ментов оценить значительно сложнее.
Земное вещество по сравнению с углистыми хондритами, по
среднему составу близкими к исходному протопланетному веще-
ству, обеднено водой в 200—250 раз, калием в 5—7 раз, углеро-
дом приблизительно в 1000 раз и т.д. Такие же соединения, как
метан или аммиак, по-видимому, были практически полностью
выметены из области формирования планет земной группы и по-
этому вообще не оказались на Земле. Дефицит благородных газов
(кроме радиогенного аргона), по оценкам специалистов, был зна-
чительным. Все эти элементы и соединения в небольших количе-
ствах все же могли появиться на Земле, но только в связанном
состоянии: вода — с гидросиликатами, диоксид углерода — в
виде карбонатов, азот — в составе нитритов и нитратов и т.д.
И лишь самые ничтожные количества первичных газов, в том числе
и благородных, попадали на Землю, адсорбируясь на поверхно-
сти рыхлых и пористых частиц исходного протопланетного веще-
ства.
Зная состав первичного земного вещества и с большим осно-
ванием предполагая химическую однородность молодой Земли,
69
можно рассчитать распределение плотности в ее недрах, напри-
мер, по данным ударного сжатия силикатов и железа. В первичной
Земле не было никаких границ раздела, кроме зон фазовых пере-
ходов на глубинах от 300 до 700 км. В те далекие времена на Земле
еще не существовало ни земной коры, ни мантии, ни тем более
земного ядра. Все эти геосферы обособились значительно позже —
только в архее, а тогда (в катархее) была лишь однородная по
составу Земля, расчлененная на зоны только полиморфными ми-
неральными ассоциациями в зависимости от величин давлений,
существовавших на разных глубинах. Плотность вещества на по-
верхности молодой Земли достигала 3,9—4,0 г/см3, а к ее центру
повышалась до 7,2 г/см3.
Радиус молодой Земли, по-видимому, мало отличался от со-
временного его значения. Связано это с тем, что в процессе эво-
люции Земли на ее размеры одновременно действовали сразу
два противоположно направленных фактора. С одной стороны,
дифференциация земного вещества, сопровождаемая выделени-
ем плотного ядра, увеличением давления в центральных частях
Земли и перераспределением ускорения силы тяжести в ее не-
драх должна была бы приводить к уменьшению объема Земли и
ее радиуса на 150 — 200 км. С другой стороны, после дифферен-
циации Земли плотность ее верхних слоев должна была заметно
снизиться (с 3,9 — 4 до 3,3 г/см3), а это уменьшало давление в
верхней мантии и увеличивало глубину расположения границ
главных фазовых переходов в подстилающем ее слое Голицына,
что приводило к расширению Земли. Такой же эффект возникал
и за счет дополнительного разогрева земных недр приблизитель-
но на 1000 °C, поэтому суммарный эффект расширения от этих
двух воздействий также приблизительно равнялся все тем же 150—
200 км.
Поверхностные слои Земли практически в течение всего периода
ее формирования состояли только из мелкопористого реголита,
постоянно возникавшего за счет оседания тонкодисперсной пыли
и конденсации испарявшегося при ударных взрывах вещества па-
давших на Землю планетезималей. Сорбционная способность та-
кого грунта была исключительно высокой и он активно поглощал
собой все те остатки летучих, которые выделялись при тепловых
взрывах планетезималей или захватывались растущей Землей из
протопланетного облака (уже практически полностью потеряв-
шего ко времени образования Земли все свои летучие компонен-
ты). Сказанное полностью относится и к таким ныне достаточно
распространенным во внешних геосферах летучим веществам, как
вода и оксид углерода. В процессе образования Земли и вода, и
диоксид углерода, частично освобождавшиеся при испарении па-
давших на Землю планетезималей, сразу же усиленно связыва-
лись с ультраосновным по составу реголитом..
70
Поскольку протопланетное вещество в зоне формирования
Земли уже ранее было существенно обеднено содержанием Н2О и
£О2, такой процесс серпентинизации и другие аналогичные ему
реакции гидратации реголита практически полностью поглощали
л погребали под новыми наслоениями земного вещества практи-
чески все поступавшие на Землю количества воды и диоксида
углерода. Из всех летучих лишь азот и тяжелые благородные газы
(Ne, Аг, Кг, и Хе), попадавшие на Землю в исключительно ма-
лых количествах, возможно, с солнечным ветром, еще могли со-
храняться в газовой фазе протоатмосферы молодой планеты.
Из приведенных теоретических соображений и расчетов выте-
кает важный вывод: первичная Земля не имела гидросферы, а ее
атмосфера не могла быть плотной и состояла, скорее всего, из
азота с небольшими добавками благородных газов. Гидросфера и
плотная атмосфера появились значительно позже, приблизитель-
но через 600 млн лет после образования Земли.
Распределение температуры в первичной Земле, по понятным
причинам, можно оценить лишь теоретически исходя из име-
ющихся представлений о формировании планет Солнечной сис-
темы. Такую, по-видимому, наиболее вероятную оценку для рас-
смотренной выше модели образования Земли (благодаря аккре-
ции холодного протопланетного пылевого облака) выполнил
В.С. Сафронов.
По данной модели большая часть тепловой энергии растущей
Земли генерировалась в ее недрах за счет перехода в тепло кинети-
ческой энергии падавших на земную поверхность планетезималей.
Заметный вклад в энергетику растущей и молодой Земли должны
были вносить ее приливные взаимодействия с Протолуной и Луной.
Общая энергия аккреции Земли огромна. Однако она выделя-
лась главным образом в приповерхностных частях формирующей-
ся Земли, и генерируемое ею тепло легко терялось с тепловым
излучением растущей планеты. При этом, естественно, доля теряе-
мого тепла существенно зависела от скорости аккреции планеты
и размеров выпадавших на нее планетезималей. Теория показыва-
ет, что одновременно с ростом Протоземли увеличивались разме-
ры планетезималей и энергия их падения на земную поверхность.
Благодаря этой закономерности температура в недрах молодой
Земли повышалась от центра к периферии, но затем вблизи по-
верхности она вновь снижалась за счет более быстрого остывания
ее приповерхностных частей. В такой ситуации общий теплозапас
Молодой Земли, а следовательно, и распределение температуры в
ее недрах полностью определялись скоростью роста планеты. С теп-
ловым режимом формирования Земли очень тесно связан вопрос
0 времени выделения земного ядра.
Во всех гипотезах с короткой аккрецией планет (порядка де-
сяти или нескольких десятков миллионов лет) и завышенной
глубиной перемешивания земного вещества при ударах планете-
зималей получалось, что Земля должна была бы расплавиться
еще в процессе своего образования. Но если бы такое случилось,
то у нее, как и у Протолуны, произошла бы быстрая дифферен-
циация вещества, добавившая и свою немалую долю энергии в
плавление Земли. В результате в самом начале жизненного пути
Земли около 4,6 млрд лет назад у нее выделилось бы плотное
железное ядро, сформировался бы расплавленный слой мощной
анортозитовой коры, а также произошла бы ранняя дегазация
земного вещества с образованием флюидной водно-углекислот-
ной атмосферы.
Но если в результате такой дифференциации действительно
выделилась бы мощная (до 80 км) и относительно легкая
(с плотностью 2,7 г/см3) анортозитовая земная кора с воз-
растом 4,6 млрд лет, то она сохранялась бы на поверхности
Земли и до наших дней (согласно закону Архимеда). Однако ни-
каких следов такой первичной коры, как и других признаков
ранней планетарной катастрофы, на Земле нет. По геологиче-
ским данным, земная кора формировалась постепенно и только
начиная приблизительно с 4,0 — 3,8 млрд лет назад. Более того,
если бы действительно у молодой Земли около 4,6 млрд лет на-
зад выделилось металлическое ядро и образовалась бы мощная
анортозитовая кора, то в нее, как и на Луне, перешла бы и
большая часть радиоактивных элементов, а Земля, лишившись
всех источников эндогенной энергии, подобно Луне, преврати-
лась бы в тектонически мертвую планету.
Есть и прямые доказательства того, что молодая Земля никог-
да не плавилась и у нее еще не было плотного металлического
ядра. Так, например, рассматривались многие отличия геохимии
лунных пород от земных, объясняемые именно тем, что Земля не
проходила стадию плавления, тогда как родительское тело Луны
(т. е. Протолуна) сразу же после своего образования было полно-
стью расплавлено и прошло дифференциацию с выделением ме-
таллического ядра и анортозитовой коры. Наиболее яркое и нео-
провержимое свидетельство этого — изотопные отношения свин-
ца на Луне и Земле. В лунных породах, явно выделившихся после
полного расплавления планеты, отношения радиогенных изото-
пов свинца с атомными массами 206, 207 и 208, образовавшихся
за счет распада урана 238 и 235, а также тория 232 к стабильному
(первичному) изотопу 204 экстремально велики и достигают со-
ответственно значений 250, 130, 270 и выше, тогда как для зем-
ных пород океанических осадков эти отношения равны 19,04; 15,68;
39,07. Для первичных свинцов (судя по изотопному составу желез-
ного метеорита «Каньон Диабло» (Аризона, США) они еще мень-
ше — 9,50; 10,36 и 29,45. Из приведенных соотношений вытекает,
что лунным веществом во время расплавления Протолуны дей-
77
зрительно было потеряно (перешло в протолунное ядро) от 96
98 % первичного (нерадиогенного) свинца, а в лунной коре и
базальтах накапливался в основном только радиогенный свинец.
Личем другим, кроме полного расплавления протолунного веще-
ства, ликвацией расплавов и переходом сульфидов свинца в ядро
этой планеты, такую потерю первичного свинца лунным веще-
ством объяснить не удается. При этом железный метеорит «Кань-
он Диабло», в котором изотопы свинца действительно близко
соответствуют их первичным отношениям, следует рассматривать
Как осколок ядра некоего спутника, прошедшего, подобно Про-
толуне, приливное расплавление, дифференциацию и разруше-
ние еще на стадиях формирования самих планет Солнечной си-
стемы.
Земное вещество в противоположность лунному никогда пол-
ностью не плавилось и поэтому никогда не подвергалось быстрой
и радикальной дифференциации. Земное ядро формировалось по-
степенно и в равной мере в него переходили как первичный сви-
нец, так и радиогенные изотопы свинца, успевшие накопиться
ко времени процесса дифференциации земного вещества. Таким
образом, приведенные данные свидетельствуют о том, что Земля
никогда полностью не плавилась и ее ядро выделялось постепен-
но в течение всей истории геологического развития. Это подтвер-
ждается и географическими аргументами. При полном плавлении
Земли обязательно произошла бы и ее полная дегазация, а в ат-
мосферу Земли поступило бы около 5 • 1023 г диоксида углерода,
ныне связанного в карбонатных породах, и более 2,5 • 1024 г воды.
Это подняло бы ее давление приблизительно до 600 атм. В резуль-
тате на Земле, как и на Венере, установился бы необратимый
парниковый эффект со средними температурами, стабильно пре-
вышающими 550—600 °C. В этом случае на Земле не было бы ни
жидкой фазы воды и никаких намеков даже на самую примитив-
ную жизнь.
Согласно оценкам В. С. Сафронова и О. Ю. Шмидта, время фор-
мирования Земли растянулось по крайней мере на 100 млн лет, и
поэтому ее недра тогда повсеместно оставались холоднее темпе-
ратуры плавления земного вещества. Своего максимума темпера-
тура молодой Земли достигала на глубинах около 800—1000 км и
поднималась там до 1400—1500 °C, а к центру планеты вновь по-
нижалась приблизительно до 500 — 600 °C.
3.6. Палеогеография Земли в катархее
На ранних этапах планетарной эволюции Земли ее строение,
с°став, тепловое состояние и «приливная» тектоника настолько
Резко отличались от всех последующих режимов геологического
развития Земли, что эту уникальную эпоху, продолжавшуюся
около 600 млн лет от момента рождения нашей планеты прибли-
зительно 4,6 млрд лет тому назад до начала раннего архея, следу-
ет выделять в качестве самостоятельного подразделения истории
нашей планеты. Однако общепринятого термина для ее обозначе-
ния пока не существует. Иногда эту эпоху от образования Земли
до архея называют лунной. Но как показано выше, такой термин
к Земле абсолютно неприменим. По сути, эту эпоху можно было
бы называть доархейской, но ранее, в 1893 г., Дж. Седерхольмом
был введен термин «катархей» примерно с тем же смыслом —
ниже архея, т.е. до архея. Во времена Седерхольма понятие архея
еще не устоялось и к нему относили возраст древнейших грани-
тогнейсовых комплексов Скандинавии. Когда же выяснилось, что
архей следует распространять, во всяком случае, до возрастов
приблизительно равных 3,8 млрд лет (возраст формации Исуа в
Западной Гренландии), то термин катархей иногда стали исполь-
зовать как синоним нижнего (раннего) архея, что семантически
неверно. Поэтому правомернее сместить понятие катархей по вре-
менной шкале истории Земли на эпоху от ее рождения до начала
архея, т.е. на время приблизительно от 4,6 до 4,0 млрд лет назад.
Естественно предположить, что после архея в результате рас-
плавления верхней мантии и возникновения в этой геосфере «маг-
матического океана» вся первозданная поверхность Земли вместе
с ее первичной и относительно плотной (около 3,9—4,0 г/см3)
литосферой очень быстро утонула в расплавах верхней мантии,
т. е. опустилась вниз (в мантию). Поэтому перевод греческой при-
ставки kata — вниз, по-видимому, можно понимать как напоми-
нание о том, что все геологические объекты доархейского (т.е.
катархейского) возраста опустились вниз, в расплавленную верх-
нюю мантию Земли и там полностью исчезли из ее исторической
летописи.
Рассмотрим теперь внешние условия, которые господствовали
на поверхности молодой Земли, и специфику приливной текто-
ники в катархее, тем более что о географической обстановке на
первичной Земле бытуют самые произвольные представления о
якобы бурной вулканической и гидротермальной деятельности,
происходившей в катархее под покровом густой и плотной атмос-
феры. Такие представления связаны в основном с идеей о «горя-
чем» происхождении Земли.
Условия на поверхности молодой Земли действительно были
необычными, но как раз в противоположном смысле. В те далекие
времена на ней существовали только ландшафты суровой и хо-
лодной пустыни с темным и безоблачным небом (так как атмо-
сфера была разреженной и лишенной влаги), желтым слабо гре-
ющим Солнцем (его светимость тогда была приблизительно на
25 — 30 % ниже современной) и непомерно большим диском Луны,
74
котором еще не существовало лунных «морей». Рельеф Земли
яцоминал испещренную кратерами поверхность Луны. Однако
за сильных и практически непрерывных приливных землетря-
сений этот рельеф был существенно сглажен и сформирован только
3 монотонного темно-серого первичного вещества, перекрытого
сверху столь же темным и сравнительно толстым слоем реголита.
Никаких других более дифференцированных пород типа базаль-
тов, перидотитов, анортозитов и тем более гранитов тогда еще не
существовало.
Пустынный пейзаж первозданной Земли временами нарушал-
ся сотрясениями и взрывами падавших на нее остаточных плане-
тезималей. Но частота их падения со временем быстро сокраща-
лась. Только в экваториальной зоне в то время еще продолжали
выпадать из спутниковых роев недавно разрушенной Протолуны
обильные ливневые потоки мелких каменных и железных облом-
ков. Поэтому земная поверхность в экваториальной зоне еще ка-
кое-то время и после образования Луны оставалась раскаленной
(во всяком случае в течение нескольких сотен или первых тысяч
лет).
Хотелось бы еще раз обратить внимание, что никаких вулка-
нов, извергающих потоки лавы, фонтаны газов и паров воды в
катархее не было, как не существовало тогда ни гидросферы, ни
плотной атмосферы. Те очень небольшие количества газов и паров
воды, выделявшихся при тепловых взрывах падающих на Землю
планетезималей и осколков Протолуны, активно и быстро сорби-
ровались пористым реголитом ультраосновного состава, толстым
слоем покрывавшим всю поверхность молодой Земли.
Удивительным было и стремительное движение Солнца: всего
за 3 ч оно пересекало небосвод с тем, чтобы еще через 3 ч вновь
взойти с востока над безжизненным горизонтом первозданной
Земли, хотя продолжительность года была такой же, как сейчас,
но состоял он почти из 1500 суток. Движения Луны были более
медленными, поскольку она быстро вращалась вокруг Земли в ту
же сторону, но фазы Луны менялись быстро, проходя все стадии
всего за 6 — 8 ч (ведь месяц в самом начале эволюции системы
Земля—Луна также приблизительно равнялся периоду обраще-
ния спутника на пределе Роша, т. е. все тем же 6 ч, хотя со време-
нем этот период очень быстро возрастал). Удивительными были и
Кажущиеся размеры Луны, в 300—350 раз превышающие види-
мую площадь диска современной Луны.
В самом начале своего существования Луна была еше достаточ-
н° горячей планетой и излучала свою тепловую энергию в крас-
ной части спектра. Поэтому днем и ночью помимо отраженного
солнечного света она светилась еще собственным темно-красным
светом и благодаря своим огромным видимым размерам заметно
обогревала земную поверхность. Временами, особенно с восточ-
ной стороны лунного диска, вспыхивали ярко светящиеся орац.
жевым светом пятна изливавшейся на лунную поверхность маг-
мы, освобождавшейся из-под тонкой корки застывших пород при
падениях на Луну метеоритных тел, которые выметались тогда
Луной из околоземного спутникового роя. Кроме того, весь ог-
ромный лунный диск временами как бы пронзался зигзагообраз-
ными яркими стрелами — трещинами, возникавшими в тонкой
коре лунных пород при быстрых изменениях радиусов кривизны
приливных вздутий Луны, стремительно удалявшейся в то время
от Земли.
Поразительными были и диски мелких частиц, вращавшихся
вокруг Земли на близких орбитах в экваториальной плоскости.
Траектории отдельных частиц сливались воедино и создавали ил-
люзию существования у Земли сплошных полупрозрачных колец
типа дисков Сатурна. При определенных углах зрения эти диски
отражали солнечный свет и тогда казались жесткими, но на са-
мом деле по-прежнему оставались эфемерными, и вскоре все их
вещество выпало на Землю (см. рис. 14).
Существовали у Земли и несколько более мелких, чем Луна,
спутников — «микролун», удаленных от Земли на значительно
большие расстояния, чем «главная» Луна. Всего наиболее круп-
ных спутников из этой серии, по-видимому, было не менее 10—
12 (все они в дальнейшем выпали на Луну, породив на ней круп-
ные залитые базальтами кратеры, называемые сейчас «лунными
морями»).
Однако самыми впечатляющими, вероятно, были серии раз-
рушительных и непрерывно сменяющих друг друга землетрясе-
ний, вызываемых интенсивными приливными деформациями Зем-
ли. Вслед за Луной и вместе с приливными горбами эти землетря-
сения буквально потрясали первозданный лик Земли. Периодич-
ность приливных землетрясений определялась разностью перио-
дов осевого вращения Земли и орбитального вращения Луны,
поэтому она все время менялась. Вначале, когда Луна еще находи-
лась на пределе Роша и угловые скорости вращения Земли и Луны
совпадали (случай стационарного вращения планет), приливные
вздутия Земли практически не перемещались по ее поверхности,
поэтому тогда и землетрясения такого типа должны были отсут-
ствовать.
На пределе Роша центр тяжести Луны отстоял от центра Зем-
ли на 17,2 тыс. км, а расстояние между поверхностями Земли и
Луны было близко к 8 тыс. км. Поэтому высота лунных приливов
на Земле в раннем катархее была очень высокой, около 1,5 кМ.
Столь высокие приливы при их перемещениях по земной поверх'
ности, естественно, сопровождались многочисленными и силь-
ными землетрясениями, непрерывно сотрясавшими поверхность
молодой Земли. Однако в связи с быстрым приливным отталкива-
76 1
нцсм Луны от Земли (обратно пропорциональным степени 5,5 от
расстояния между планетами) уже через миллион лет после обра-
зования планет лунные приливы на Земле снизились до 130 м,
еще через 10 млн лет их амплитуда уменьшилась до 45 м, а через
100 млн лет — до 15 м. К концу катархея около 4 млрд лет назад
лунные приливы были не больше 7 м. Для сравнения отметим, что
сейчас Луна отстоит от Земли на расстоянии 384,4 тыс. км, а со-
рременные приливы твердой Земли вблизи подлунной точки дос-
тигают примерно 46 см.
Стремительное отодвигание Луны от Земли в раннем катархее
ц, как следствие этого, резкое снижение приливной энергии,
рассеиваемой в недрах молодой Земли, спасли ее от перегрева, но
и быстро снизили уровень приливной сейсмичности нашей пла-
неты. Так, если предположить, что на возбуждение землетрясе-
ний расходовалась только 1/1000 часть приливной энергии, и при-
нять суммарную энергию современных землетрясений равной
Ю25 эрг/год, то оказывается, что энергия приливных землетрясе-
ний в самом начале катархея (около 4,6 млрд лет назад) пример-
но в 17 000 раз превосходила энергетический уровень современ-
ной сейсмичности Земли. Однако уже через 100 млн лет суммар-
ная интенсивность приливных землетрясений снизилась прибли-
зительно до уровня, лишь в 2,2 раза превышающего современную
сейсмичность, а к концу катархея (4 млрд лет назад) она умень-
шилась еще примерно в 6 раз.
Рассматривая сейсмичность молодой Земли в катархее, важно
помнить, что ее природа и характер проявления принципиально
отличались от сейсмических характеристик современных земле-
трясений. Во-первых, приливные землетрясения катархея были
только экзогенного происхождения и никак не были связаны с
какими-либо тектоническими зонами (таких зон тогда просто не
существовало). Во-вторых, эти землетрясения вместе с бегущей
приливной волной закономерно перемещались по телу и поверх-
ности Земли со скоростью, определяемой вращением Луны во-
круг Земли. В-третьих, наибольшей интенсивности приливные зем-
летрясения достигали в экваториально-тропическом поясе Земли
и минимальной — на ее полюсах.
Естественно, что из-за почти полного отсутствия атмосферы
землетрясения были бесшумными, а разница между дневными и
ночными температурами на поверхности Земли была гораздо выше
современной.
ГЛАВА 4
ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ
4.1. Краткая история развития теории тектоники
литосферных плит
Рождение в геологии нового научного направления — моби-
лизма — в виде гипотезы дрейфа материков обычно связывают с
именем немецкого геофизика Альфреда Вегенера. В первой чет-
верти XX в. А. Вегенер выдвинул предположение, что в конце па-
леозоя — начале мезозоя, около 200 млн лет назад все материки
были сгруппированы в единый гигантский континент, который
он назвал Пангеей. Этот суперконтинент состоял из двух крупных
частей: северной — Лавразии, объединявшей нынешнюю Евро-
пу, Азию (без Индии) и Северную Америку, и южной — Гондва-
ны, включавшей Южную Америку, Африку, Антарктиду, Индо-
стан и Австралию. Между юго-восточной границей Лавразии и
северо-восточной Гондваны в виде огромного залива находилась
впадина океана Тетис. Первоначально гипотеза А. Вегенера осно-
вывалась на поразительном сходстве в очертании берегов Африки
и Южной Америки. Однако в дальнейшем, отстаивая свою кон-
цепцию дрейфа материков, ученый черпал новые факты для ее
подтверждения в палеонтологии, палеоклиматологии, геологии,
минералогии. Благодаря своей простоте и наглядности предложен-
ная им гипотеза дрейфа континентов дала мощный импульс раз-
витию идей мобилизма. Однако в то время Вегенер не смог указать
силы, ответственные за передвижение континентов и обладающие
достаточной энергией для образования обширных горных систем.
Позднее голландский геофизик Ф. Венинг-Мейнес в качестве та-
кой силы предположил конвективные течения в мантии Земли, а
англичанин А. Холмс и американец Д. Григе связали их с дрей-
фом материков. И все же в те годы еще не было достаточно убеди-
тельных доказательств гипотезы А. Вегенера, поэтому большин-
ство геологов относились к ней скептически.
Новый импульс в своем становлении теория тектоники лито- I
сферных плит обрела в конце 50-х — начале 60-х годов XX в,
когда широкое развитие получили геофизические методы иссле- ,
дования Земли, гравитационная съемка областей материковых оле- !
денений, палеомагнитные исследования горных пород и целенап-
равленная магнитная съемка океанов, занимающих 2/3 поверхности
7R - • ।
Земли. В этот период был сделан ряд принципиально важных от-
крытий в науках о Земле.
Прежде всего было установлено существование пластичного
сЛоя астеносферы, который допускал возможность перемеще-
ния литосферы относительно подстилающей мантии; было под-
ТБержДено существенное отличие мощности и состава океани-
ческой коры от континентальной; но самое главное — было уста-
новлено существование глобальной системы срединно-океани-
ческих хребтов и приуроченных к их вершинам узких зон океа-
нического рифтогенеза; открыта система линейных знакопере-
менных магнитных аномалий, параллельных и симметричных осям
срединных хребтов, способных фиксировать периодические ин-
версии магнитного поля Земли. К тому же благодаря широкому
развитию сейсмостанций стало возможным построить карту сей-
смической активности Земли (см. рис. 7). Из этой карты следова-
ло, что большая часть эпицентров землетрясений (= 98 %) при-
урочена к линейным вытянутым поясам, обрамляющим обшир-
ные почти асейсмичные участки поверхности Земли, позже на-
званные литосферными плитами. Изучение остаточной намагни-
ченности горных пород, позволяющей восстановить их положе-
ние в древнем магнитном поле, подтвердило, что материки ис-
пытывали значительные перемещения, прежде чем занять свое
современное положение.
Изложенные факты не укладывались ни в одну тектоническую
гипотезу, отрицающую горизонтальные перемещения материков,
и заставили вспомнить о гипотезе Вегенера, которая в то время
насчитывала лишь очень немногочисленных сторонников. В 1961 —
1968 гг. усилиями американских, английских, канадских и фран-
цузских геофизиков и геологов были разработаны основы новой
мобилистской теории, первоначально больше известной как новая
глобальная тектоника, а затем тектоника плит (точнее, тектоника
литосферных плит). Основой ее явилась идея об образовании оке-
анов в результате раздвижения континентов и разрастания моло-
дой океанской коры, начиная от осей срединно-океанических
хребтов. Этот процесс был впервые описан американскими геоло-
гом Г. Хессом и геофизиком Р. Дитцем и получил от последнего
название спрединга океанского дна (спрединг буквально означает
разрастание). Г. Хесс в своей работе, которую он назвал «геопоэ-
тическим эссе», высказал предположение, что горячее, частично
расплавленное мантийное вещество, поднимаясь вдоль рифтовых
трещин, должно растекаться в разные стороны от оси СОХ (сре-
Динно-океанический хребет) и растаскивать океанское дно в раз-
ные стороны. Поднимающееся расплавленное мантийное веще-
ство заполняет рифтовую трещину, застывая в ней и наращивая
таким образом расходящиеся края океанической коры. Из теоре-
тической концепции Г. Хесса и Р. Дитца о разрастании океане ко-
ла
го дна следовало представление о молодости (в геологическом
масштабе) океанической коры.
Определение возраста океанической литосферы сначала по гео-
физическим, а потом и по геологическим данным — одно из важ-
нейших событий в развитии всей геологической науки второй
половины XX в.
Принципиальная возможность геоисторической интерпретации
аномального магнитного поля океана, т.е. определение возраста
дна по рисунку аномалий ДТа, впервые была показана в 1963 г.
Ф. Вайном и Д. Мэтьюзом. Ученые убедительно объяснили полос-
чатый и линейный характер магнитных аномалий в океане как
результат сочетания трех фундаментальных и независимо установ-
ленных факторов. Первый — разрастание дна океана, при кото-
ром каждая новая порция изверженных базальтовых магм, засты-
вая в рифтовой зоне, намагничивается под влиянием главного
магнитного поля, а затем, «припаиваясь» к дивергентным краям
двух плит, разрывается примерно посредине и растаскивается в
стороны. Второй фактор — изменение полярности главного маг-
нитного поля Земли. Оно происходит достаточно быстро за пер-
вые тысячи лет, а один и тот же знак геомагнитного поля сохра-
няется на протяжении нескольких десятков и сотен тысяч лет. За
последние несколько миллионов лет магнитные полюса Земли
меняли свою полярность свыше 20 раз. Осредненное за такое вре-
мя геомагнитное поле может быть с хорошим приближением опи-
сано полем теоретического магнитного диполя, направленного по
оси вращения Земли и расположенного практически в ее центре.
Третий фактор, позволяющий проводить количественную геоис-
торическую интерпретацию аномального магнитного поля океа-
на, — это существование у базальтов океанической коры остаточ-
ной намагниченности, приобретенной ими в момент их застыва-
ния и остывания в рифтовой зоне, и ее преобладание над индук-
тивной намагниченностью, обусловленной воздействием совре-
менного геомагнитного поля.
Для объяснения природы знакопеременного и симметричного
аномального магнитного поля океанского дна Ф. Вайн и Д. Мэть-
юз предположили, что магнитные аномалии океана есть не что
иное, как запись инверсий магнитного поля Земли в геологиче-
ском прошлом на гигантской природной «магнитофонной» лен-
те — океанической коре, которая, застывая в рифтовой трещине,
рвется в ней примерно посередине и каждая половина раздвига-
ется в стороны от места своего рождения. Зная порядок чередова-
ния и время каждой инверсии главного магнитного поля Земли,
можно составить единую шкалу геомагнитных инверсий, скорре-
лированную с геохронологической шкалой, и по рисунку анома-
лий определить возраст дна океана. Геоисторическая интерпрета-
ция аномального магнитного поля дна океана, подтвержденная
яанными глубоководного бурения, убедительно показала геоло-
рическую молодость океанского дна. В рифтовых трещинах распо-
лагаются самые молодые породы, имеющие современный возраст,
а на флангах СОХ и в районах абиссальных котловин возраст по-
род достигает 80—100 млн лет. Самый древний возраст океани-
ческой коры не превышает 160—170 млн лет, что составляет все-
г0 1/30 от возраста нашей планеты.
Американский геолог Г. Менард открыл в Тихом океане гигант-
ские разломы, пересекающие срединно-океанические хребты, а
канадский геофизик Дж. Т. Вилсон установил, что они образуют
особый класс разломов, и назвал их трансформными.
Итак, к концу 60-х годов XX века были сформулированы ос-
новные положения новой геологической теории, получившей на-
звание тектоники литосферных плит, которые кратко изложены
ниже на основе фундаментальных работ мобилистов (Ле Пишон и
др., 1977; С.А.Ушаков, 1974; Л.П.Зоненшайн, 1979; О.Г.Сорох-
тин, 1974; О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 1991, 1993 и др.).
4.2. Основные положения тектоники литосферных плит
Слово «тектоника» в буквальном переводе с древнегреческого
языка означает строение, строительство. В науках о Земле под этим
термином обычно понимают геологическое строение и законо-
мерности развития земной коры, а под литосферой — каменную
(т. е. твердую и прочную) оболочку Земли. В современном понима-
нии литосфера включает в себя не только земную кору, но и часть
верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько осты-
ло, что полностью раскристаллизовалось и превратилось в гор-
ную породу. Слово «плиты» в названии новой теории показывает,
что литосферная оболочка Земли разбита на отдельные блоки,
вертикальные размеры которых обычно много меньше горизон-
тальных.
Таким образом, тектоника литосферных плит — это геологи-
ческая теория, которая рассматривает образование, строение и
взаимные перемещения литосферных плит, сопровождаемые их
Деформациями, магматическими проявлениями и другими про-
цессами, приводящими к формированию земной коры и связан-
ных с ней полезных ископаемых. В этом определении ничего не
говорится о причинах движения литосферных плит, поскольку
эту задачу решает смежное научное направление — геодинамика.
Особенность литосферных плит — их жесткость и способность
йри отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять
Неизменными форму и строение. Для того чтобы литосферную
Плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней прило-
жить дополнительные механические напряжения, превышающие
О 1
предел ее условно-мгновенной прочности, примерно равный 1 т/см
Суммарная мощность океанической литосферы меняется в прсде-
лах от 2—3 км в районе рифтовых зон океанов до 80—90 км вбли-
зи континентальных окраин. Толщина континентальной литосфе-
ры достигает 200 — 220 км.
В отличие от литосферы подстилающая ее пластичная астено-
сфера не обладает пределом прочности и ее вещество может де.
формироваться (течь) под действием даже очень малых избыточ-
ных давлений, увлекая за собой жесткие литосферные плиты. Пе-
ремещения литосферных плит по поверхности астеносферы про-
исходят под влиянием конвективных течений в мантии. Отдель-
ные литосферные плиты могут расходиться, сближаться или сколь-
зить друг относительно друга. В первом случае между плитами воз-
никают зоны растяжения с рифтовыми трещинами вдоль границ
плит, во втором — зоны сжатия, сопровождаемые надвиганием
одной плиты на другую (надвигание — обдукция; поддвигание —
субдукция), в третьем — сдвиговые зоны — трансформные разло-
мы, вдоль которых происходит скольжение соседних плит (рис. 17).
Пояса сейсмической активности. Из определения литосферы как
жесткой оболочки с конечной прочностью и хрупким разруше-
нием вытекает следствие: если литосферная плита представляет
собой единую пластину, то каждый ее разлом — это источник
землетрясения. Обычно сейсмическая активность сосредоточена в
Рис. 17. Блок-диаграмма трансформного разлома океанической
литосферы
пеяелах сравнительно узких зон, вдоль которых происходят вза-
kiныс перемещения и трения смежных плит.
!1' Как Уже отмечалось, землетрясения распространены по поверх-
ности Земли в виде поясов сейсмической активности, оконтури-
ва!ощих обширные асейсмичные области (см. рис. 7). Более надеж-
иому выделению сейсмических поясов помогла созданная к нача-
лу 60-х годов мировая сеть стандартных сейсмологических стан-
ций. Хорошо определенные сравнительно узкие пояса современ-
ной сейсмической активности — это наравне с геоморфологиче-
скими признаками наиболее существенная определяющая харак-
теристика для трассирования границ и, как следствие, оконтури-
вания самих литосферных плит. Развитие широкой мировой сети
сейсмологических станций позволило установить преобладающие
направления смешений на различных типах границ литосферных
плит.
Сейсмологические характеристики землетрясений, происходя-
щих вдоль разных границ литосферных плит, кратко можно сум-
мировать в следующем виде. В осевой части СОХ глубина очагов
землетрясений небольшая — всего 2 — 3 км (максимальная — 5 —
10 км). При этом по характеру механизма в очаге достаточно четко
выделяются два типа землетрясений. Очаги первого типа сосредо-
точены в пределах узких зон сейсмической активности, протя-
гивающихся вдоль гребня СОХ в направлении его простира-
ния. В этих зонах, как правило, происходят мелкофокусные зем-
летрясения, глубина очагов которых не превышает первых кило-
метров от дна. В очагах преобладают механизмы субгоризонталь-
ного растяжения в направлении, перпендикулярном к простира-
нию осевой рифтовой трещины.
Очаги второго типа также простираются в виде достаточно уз-
ких зон, как правило перпендикулярных к генеральному прости-
ранию рифтовой трещины СОХ. В таких очагах преобладают пре-
имущественно субгоризонтальные сдвиги в направлении, ортого-
нальном простиранию хребта. Сейсмофокальные зоны со сдвиго-
выми механизмами в очагах землетрясений свидетельствуют о суб-
горизонтальном смещении краев плит. В абсолютном большинстве
случаев каждая такая сейсмическая зона расположена между дву-
мя отрезками осевой рифтовой трещины. Эта зона фиксирует со-
бой действующий трансформный разлом, по которому и смеша-
ются отдельные отрезки рифтовой оси. Глубина очагов вдоль транс-
формных разломов СОХ обычно невелика: в абсолютном боль-
шинстве случаев она не превышает самых первых десятков кило-
метров. Простирающиеся в осевой области СОХ сейсмоактивные
зоны маркируют собой смещение краев плит в рифтовых трещи-
нзх и по трансформным разломам.
От описанных выше сейсмоактивных зон СОХ существенно
отличаются те, которые расположены в районах островных дуг и
яч
активных континентальных окраин обрамления Тихого океана
Хорошо известно, что характерная особенность таких зон —
большая глубинность. Глубины очагов землетрясений здесь достц-
гают 600—650 км. При этом, как показали исследования, ширица
уходящей в глубь зоны сейсмической активности не превышает
50—60 км. Другая важная отличительная особенность этих сей-
смоактивных зон — сжатие литосферы в районе внешнего края
островных дуг и активных континентальных окраин.
Еще один тип сейсмоактивных зон приурочен к Альпийско-
Гималайскому поясу. На мировой карте сейсмичности эта зона
представлена в виде широкой вытянутой области как бы беспоря-
дочно рассеянных эпицентров землетрясений. Однако детальные
исследования отдельных регионов этого горного пояса позволяют
выделить ряд крупных разломов, около которых и концентриру-
ется большинство зарегистрированных очагов землетрясений.
В пределах разломных зон Альпийско-Гималайского пояса у абсо-
лютного большинства очагов глубина изменяется от 70 до 100 км.
Только на четырех участках: в Калабрийской дуге на юге Италии,
в Эллинской дуге Восточного Средиземноморья, в районе Вранча
в Карпатах, в районе города Хорога между Памиром и Гиндуку-
шем — зафиксированы большие глубины очагов. Но нигде в пре-
делах этого горного пояса не установлены сейсмофокальные зоны
с очагами глубже 300 км. Механизмы землетрясений в Альпий-
ско-Гималайском поясе достаточно разнообразны. Преобладают
сдвиги в условиях сжатия, а также сдвиги или их комбинации.
В некоторых случаях зарегистрированы также механизмы растяже-
ния или сдвиги с компонентой растяжения, которые преоблада-
ют в литосфере Эгейского моря и его обрамления.
Обращает на себя внимание тот факт, что большая часть зем-
летрясений Альпийско-Гималайского пояса, а также землетрясе-
ния тыловых участков островных дуг и активных окраин конти-
нентов андийского типа происходят в пределах верхней части зем-
ной коры (на глубинах до 20 км) и создают широкую полосу ак-
тивности, иногда далеко отступающую от зон поддвига плит. Это
не случайное явление. Оно показывает, что взаимодействия и де-
формации литосферных плит в сравнительно узких зонах субдук-
ции передаются земной коре, приводят к смещениям и деформа-
циям ее верхних слоев и распространяются по ним на довольно
широкие пространства. Связано это явление с расслоением кон-
тинентальной коры на более или менее жесткий (охлажденный)
слой верхней коры и подстилающий его прогретый (до 500—
600 °C) и потому пластичный слой нижней коры и литосферной
мантии. В зонах столкновения континентов и в тылу активных окра-
ин континентов над зонами субдукции давление литосферных плит
передается на твердые слои земной коры, раскалывая их на от-
дельные блоки — коровые микроплиты. Дальнейшие смещения И
84
пОдвижки таких микроплит по пластичным слоям нижней коры и
создают характерный фон рассеянной сейсмичности вдоль рас-
сматриваемых типов горных поясов. Подробнее это явление, по-
ручившее название двухъярусной тектоники, рассматривается в
работах Л. И. Лобковского (1988).
В рифтовых трещинах и трансформных разломах СОХ выделя-
ется около 3 % всей упругой энергии, в Альпийско-Гималайском
поясе — около 15 %; почти вся остальная упругая энергия высво-
бождается в районах островных дуг и активных континентальных
окраин Циркум-Тихоокеанского пояса сжатия литосферы. Мень-
ше 1 % общей энергии выделяется в очагах, расположенных в пре-
делах самих литосферных плит; как правило, такие очаги приуро-
чены к районам внутриплитового вулканизма (например, Гавай-
ские острова) и реже — к пассивным переходным зонам атланти-
ческого типа.
Итак, пояса сейсмической активности служат важнейшим кри-
терием для трассирования боковых границ современных лито-
сферных плит, а механизмы землетрясений в очагах их проявле-
ния позволяют определить кинематику смещения краев плит вдоль
того или иного разлома.
Современные литосферные плиты и их границы. Крупные лито-
сферные плиты планеты хорошо отражаются на мировой карте
сейсмичности (рис. 18). Самая крупная по площади плита — Тихо-
океанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и
занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского под-
нятия (ВТП) до системы глубоководных желобов северного и за-
падного обрамления этого океана. Много меньше по площади плита
Наска, но все же она может быть отнесена к крупным. Состоит эта
плита только из океанической литосферы и занимает дно Тихого
океана к востоку от оси ВТП до оси Перуано-Чилийского желоба.
С севера эта плита ограничена рифтовой трещиной и трансформ-
ными разломами Галапагосского хребта, а с юга — Чилийского.
По трансформному разлому Сан-Андреас Тихоокеанская плита
граничит с континентальной частью Северо-Американской пли-
ты, которая с юга ограничена трансформными разломами Кай-
ман и Барракуда. Восточная граница Северо-Американской плиты
проходит по оси Срединно-Атлантического хребта (САХ), а се-
верная — по ее арктическому продолжению — оси хребта Гаккеля.
Некоторые исследователи относят к Северо-Американской плите
Аляску и Чукотку; нам представляется правомернее включать эти
области в состоящий из многих малых плит Циркум-Тихоокеанс-
кий планетарный пояс сжатия литосферы.
Четвертая крупная плита — Южно-Американская — граничит
с Северо-Американской по трансформному разлому Барракуда.
С востока Южно-Американская плита ограничена осевой зоной
САХ; ее южная граница проходит преимущественно по трансформ-
85
оо
Рис. 18. Карта литосферных плит и скорости их взаимных перемещений (Ю. И. Галушкин, С. А.Ушаков, 1978):
1 — океанические рифтовые зоны и трансформные разломы; 2 — континентальные рифтовые зоны; 3 — зоны поддвига океанических
литосферных плит под островные дуги; 4 — то же, под активные окраины континентов андийского типа; 5 — зоны столкновения
«коллизии» континентальных плит; 6 — трансформные (сдвиговые) границы плит; 7 — литосферные плиты; 8 — направления
скорости (см/год) относительного движения плит
разломам, которые протягиваются от острова Буве к Южно-
Сандвичевому желобу; далее к западу эта Гранина проходит се-
вернее Южно-Антильского хребта также по трансформному раз-
ному вплоть до Магелланова пролива. Западную границу Южно-
американской плиты традиционно проводят по оси Перуано-Чи-
дийского желоба. При этом, по геоморфологическим и геофизи-
ческим данным, Анды можно относить к Циркум-Тихоокеанско-
му планетарному поясу сжатия литосферы
По осевой зоне САХ Южно-Американская плита граничит с
Африканской. Около 4/5 общей протяженности границ Африкан-
ской плиты приходится на осевые рифтовые трещины и соединя-
ющие их участки трансформных разломов Южно-Атлантическо-
го, Африкано-Антарктического, Западно-Индийского и Аравий-
ско-Индийского подводных хребтов, а также Аденского залива и
Красного моря. С севера эта плита ограничена Азоро-Гибралтар-
ским трансформным разломом, который к востоку переходит в
конвергентную границу между Африканской плитой и западной
частью Альпийско-Гималайского планетарного пояса сжатия Ев-
разийской литосферной плиты. При этом Африканский Атлас от-
носится к поясу сжатия Африканской плиты; именно пододвига-
ние океанической литосферы Африканской плиты в Калабрий-
ской и Эллинской дугах — причина развития сейсмофокальных
зон с глубинами очагов до 200 км и более.
Африканская плита непосредственно граничит с Евразийской
по Азоро-Гибралтарскому трансформному разлому. Далее к восто-
ку южная граница современной Евразийской плиты проходит по
Альпам, Карпатам, Крыму, Большому Кавказу и Копетдагу до
Памира. Все эти горные области с юга граничат с рядом микро-
плит Альпийско-Гималайского горного пояса сжатия литосферы.
Обычно принимается, что далее на юго-восток граница Евразий-
ской плиты проходит от Памира и Гиндукуша через Гималаи,
Малайзию, Большие и Малые Зондские острова, а восточная гра-
ница — через Филиппины и Японскую островную дугу на Кури-
ло-Камчатскую дугу и далее проходит где-то между Чукоткой и
Аляской. Многие исследователи в юго-восточной части Евразий-
ского региона выделяют самостоятельные плиты среднего и мел-
кого размера: например, Тибетско-Таримскую, Индонезийско-
Малайзийскую, Амурско-Японскую и Китайскую плиты. Если это
так, то южную границу Евразийской плиты на восток от Памира
следует протягивать через Алтае-Саянскую зону на Байкал и да-
лее вдоль Станового хребта и Алданского нагорья к западному
Побережью Охотского моря. Северо-восточная и восточная Грани-
ны Евразийской плиты в этом случае протягиваются от подвод-
ного хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане мимо устья
•Чены (порт Тикси) к Момскому рифту на Колыме и далее к югу
По зоне сжатия вдоль западного побережья Охотского моря. С се-
вера и запада Евразийская плита по рифтовой оси срединно-оке-
анических хребтов Гаккеля, Мона и Северо-Атлантического не-
посредственно граничит с Северо-Американской плитой. Седь-
мая крупная плита — Индийская, или Индо-Австралийская, вклю-
чает как материковую литосферу Индостана и Австралии, так д
океаническую — северо-восточной части Индийского океана.
К северу и востоку эта плита пододвигается под Гималаи, запад-
ную окраину Юго-Восточной Азии и Малайский архипелаг. По-
этому северная и северо-восточная границы этой плиты маркиру-
ются системой предгорных прогибов Индостана и глубоководных
желобов, из которых самый крупный — Яванский. С востока под
Индо-Австралийскую плиту пододвигается Тихоокеанская, и здесь
граница плит проходит по желобам Тонга и Кермадек. Далее к югу
восточная граница Индо-Австралийской плиты проходит по пе-
ресекающему Новую Зеландию Альпийскому трансформному раз-
лому Маккуори. Юго-западная граница плиты протягивается по
осевой зоне Австрало-Антарктического, юго-восточного Индий-
ского, Центрально-Индийского и Аравийско-Индийского подвод-
ных хребтов, расположенных в Индийском океане.
Восьмая большая литосферная плита — Антарктическая; она
почти со всех сторон окружена срединно-океаническими хребта-
ми и трансформными разломами. Только на одном участке — под
самую северную окраину Антарктического полуострова — проис-
ходит поддвигание океанической литосферы; здесь конвергент-
ная граница идет по оси глубоководных Шетлендского и Оркней-
ского желобов.
Некоторые исследователи к крупным плитам причисляют Ара-
вийскую, которая почти целиком состоит из материковой лито-
сферы, хотя она пока не очень далеко удалилась от своей «роди-
тельницы» — Африканской. Сама же Африканская плита и сейчас
продолжает раскалываться буквально на наших глазах по системе
рифтовых впадин, разделяющих ее на две части: восточную —
Сомалийскую и западную — собственно Африканскую, или Ну-
бийскую, плиту.
Еще одна плита среднего размера — это плита Кокос, распо-
ложенная в восточной части Тихого океана и целиком состоящая
из океанической литосферы. Западная граница этой плиты фик-
сируется узкой сейсмоактивной зоной, приуроченной к рифто-
вой оси подводного поднятия Альбатрос, южная — аналогичной
по своей природе зоной, проходящей вдоль оси Галапагосского
хребта. Северо-восточная граница плиты Кокос тянется по оси
глубоководного Центрально-Американского желоба.
Итак, в настоящее время можно выделить семь наиболее круп-
ных плит: Тихоокеанскую (ТИХ), Северо-Американскую (САМ),
Южно-Американскую (ЮАМ), Африканскую (АФР), Евразийскую
(ЕАЗ), Индийскую (ИНД) и Антарктическую (АНТ). В несколько
3 меньше по размерам плита Наска- (НАС), но она также, как
Давило, причисляется к крупным плитам.
1 Кроме этих плит обычно выделяется несколько средних плит,
03 которых самые крупные — Филиппинская (ФИЛ), Скотия и
Карибская (КАР) — по площади соизмеримы с плитами Аравий-
ской (АРВ) или Кокос (КОК), и несколько десятков более мел-
ких плит. Некоторые малые плиты входят в состав Альпийско-
Гималайского и Циркум-Тихоокеанского планетарных поясов
сжатия литосферы. Все эти малые плиты объединены общей гео-
динамической особенностью: они подчинены границам сжима-
ющих их более крупных плит. Многие из этих малых плит факти-
чески являются коровыми пластинами.
Завершая рассмотрение закономерностей пространственного
расположения поясов сейсмической активности на поверхности
Земли, необходимо отметить антиподальность и ортогональность
главных поясов сейсмичности. Первый сейсмический пояс харак-
теризуется механизмами растяжения и протягивается по рифто-
вым трещинам Атлантики, Красного моря, Аденского залива,
Аравийско-Индийского и Центрально-Индийского хребтов и да-
лее к востоку вдоль осевых рифтовых трещин Австралийско-Ан-
тарктического, Южно- и Восточно-Тихоокеанского поднятий к
Калифорнийскому заливу. Второй наиболее сейсмоактивный пояс
Земли, ортогональный к первому, простирается в пределах Альп,
Гималаев и по периферии Тихого океана, это поистине планетар-
ный пояс сжатия литосферы. Эти два ортогональных пояса сейс-
мической активности, маркирующие границы главных литосфер-
ных плит, приурочены, с одной стороны, к дивергентным грани-
цам — рифтовым трещинам СОХ, а с другой — к конвергентным
границам — глубоководным желобам с островными дугами и склад-
чато-глыбовыми горными цепями на континентах.
Подавляющее большинство молодых вулканических процессов
также сосредоточено вдоль границ плит. Больше всего по массе
вулканических процессов развивается в рифтовых зонах Мирово-
го океана, меньше — в континентальных рифтовых областях и
зонах поддвига литосферных плит. Из конвергентных границ наи-
большей вулканической активностью обладают те, под которыми
сейсмофо кал ьные зоны достигают глубины 150—200 км и более.
Наглядным примером тому может служить все Тихоокеанское
«сейсмическое кольцо», а также вулканические дуги: Яванская в
Индийском океане, Малая Антильская и Южно-Сандвичева — в
Атлантическом, Калабрийская и Эллинская — в Средиземном море.
Иными словами, почти вся тектоническая и магматическая ак-
тивность приурочена к боковым границам литосферных плит.
В соответствии с разным характером деформаций, возникающих
г,° периферии плит, различают три типа их границ. К первому,
Или дивергентному, относятся границы плит, вдоль которых про-
89
исходит раздвижение литосферных плит с образованием риф?Ох |
вых зон (см. рис. 6) и непрерывным рождением новой океаниче. I
ской коры. Такие границы называют еще конструктивными |
В океанах этим границам отвечают рифтовые зоны срединной '
океанических хребтов (хребты Гаккеля, Книповича, Мона и Коль-
бенсей в Северном Ледовитом океане; хребты Рейкьянес, Севе-
ро-Атлантический, Южно-Атлантический и Африканско-Антар.
ктический в Атлантическом океане; Западно-Индийский, Ара-
вийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антар-
ктический хребты в Индийском океане; Тихоокеанско-Антаркти-
ческий, Чилийский, Галапагосский, Хуан де Фука хребты и Вос-
точно-Тихоокеанское поднятие в Тихом океане). На континентах
к зарождающимся границам такого типа относятся Восточно-Аф-
риканская рифтовая система и возможно Байкальский рифт в Азии.
Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратив-
шихся благодаря раздвижению плит из континентальных в океан-
ские, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива
Индийского океана.
Дивергентным границам плит в океанах соответствует мощней-
ший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору
в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифто-
вых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из
разогретого и пластичного материала магматических очагов, рас-
положенных под осевой зоной СОХ, существенно легче базаль-
тов, слагающих океаническую кору, и вследствие этого они дос-
таточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах
океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные
базальтовые расплавы. В осевой части СОХ, где глубина отделения
расплавов всего 3—10 км, в составе лав — преимущественно то-
леитовые базальты. На континентах дивергентные границы плит
отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным ба-
зальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько бо-
лее глубокофокусными землетрясениями. В континентальных рифтах
процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и
подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантий-
ные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континен-
тальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные
очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь про-
исходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия
их с контрастными по составу вмещающими породами. Состав
вулканических пород континентальных рифтов крайне разнооб- j
разен. Здесь представлены изверженные породы субщелочного И |
щелочного рядов: трахиты, трахиандезиты, щелочные базальты, ’
нефелиниты. Из пород нормального ряда для континентальных ;
рифтов наиболее характерны кислые дифференциаты — от авги-1
товых андезитов до липаритов.
90
К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны
оддвига плит, в которых океанические литосферные плиты по-
^вигаются под островные дуги либо под континентальные ок-
^аины андийского типа (см. рис. 8). Так как на конвергентных гра-
ницах происходит поглощение коры, то они еще называются де-
структиьными. Этим границам обычно соответствуют очень ха-
рактерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоковод-
ных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с
цепью вулканических островных дуг или высочайших горных со-
оружений (достигающих по высоте 7—8 км), если поддвиг про-
исходит под континенты. Примерами таких границ в океанах мо-
гут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Кам-
чатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными ду-
гами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Со-
ломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек,
а также у подножий западных побережий Центральной и Южной
Америки в Тихом океане. В Индийском океане — это желоба Ан-
даманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантиче-
ском океане — это желоб перед Малыми Антильскими островам й
в Карибском море и Южно-Сандвичевый желоб перед одноимен-
ными островами в Южной Атлантике. Сейсмофокальные зоны,
отражающие движение литосферных плит в мантию, всегда на-
клонены («падают») под островные дуги или континентальные
окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов зем-
летрясений. Зонам поддвига плит свойствен известково-щелочной
магматизм андезитового состава. Андезитовые вулканы обычно
располагаются в тыловых частях островодужных структур. Расстоя-
ние от оси глубоководного желоба до фронта вулканической зоны
зависит от крутизны кровли пододвигаемой плиты и горизонталь-
ного угла подхода ее к границе плит. Обычно оно составляет 100 —
200 км.
Процесс опускания океанической плиты под континенталь-
ную называется субдукцией, а процесс надвигания океанской пли-
ты на континентальную — обдукцией.
Поддвигание океанических плит под континенты, если оно не
компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хреб-
тах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопро-
вождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и
к возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного склад-
чатого пояса. Процесс столкновения континентов называется кол-
лизией. Таким путем, например, на месте древнего океана Тетис
возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига
Плит здесь продолжается и сегодня, о чем свидетельствует повы-
шенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гима-
пайский пояс можно также рассматривать как систему конверген-
ТнЫх коллизионных границ плит.
91
Детальными исследованиями СОХ установлено, что их гребцу
и рифтовые долины протягиваются вдоль хребтов не непрерывно
а как бы разорваны на отдельные сегменты трансформными раз^
ломами, по которым обычны только чисто сдвиговые смешения
плит. Это и есть границы плит третьего типа, или трансформные
разломы. Как правило, эти разломы всегда располагаются перпещ
дикулярно к простиранию рифтовых трешин. При этом активны-
ми участками разломов служат только их отрезки, соединяющие
две смежные рифтовые зоны (трансформирующие одну из них в
другую). За пределами этих активных участков никаких смещений
плит по трансформным разломам не происходит. Амплитуда сме-
щений по большинству из таких разломов не превышает десяти
или нескольких десятков километров, но изредка может дости-
гать и сотен километров.
Трансформные разломы иногда пересекают зоны поддвига плит
или протягиваются от них к рифтовым зонам, но подавляющее их
большинство рассекает только срединно-океанические хребты.
Наиболее крупные из них — разломы Гиббс, Атлантис, Вима,
Романш, Азоро-Гибралтарский в Атлантическом океане; разломы
Оуэн, Принц Эдуард, Амстердам в Индийском океане; разломы
Маккуори, Элтанин и Челленджер в Тихом океане. Кроме того, в
северной половине Тихого океана остались следы ныне отмерших,
но некогда гигантских разломов, смещения по которым происхо-
дили на многие сотни и даже тысячи и более километров. Это так
называемые великие разломы Тихого океана: Мендосино, Пионер.
Меррей, Молокаи, Кларион и Клиппертон. Примером границ
третьего типа на континентах может служить разлом Сан-Андреас
в Калифорнии, Левантийский разлом, Анатолийский разлом и
др. В рельефе океанические трансформные разломы четко фикси-
руются сопряженными параллельными структурами узких хреб-
тов и ложбин с крутой обшей стенкой. Как правило, трансформ-
ные разломы амагматичны, хотя в некоторых случаях на их флан-
гах возникают базальтовые вулканы со щелочной ориентацией.
В первом приближении литосферные плиты можно рассматри-
вать как фрагменты жесткой сферической оболочки, перемета-
ющиеся по поверхности Земли. В этом случае для количественного
описания перемещений литосферных плит по сферической по-
верхности Земли обычно используют теорему Эйлера. Примени-
тельно к задаче определения параметров движения жестких сфе-
рических оболочек — литосферных плит по поверхности земного
шара эта теорема доказывает, что в каждый данный момент врс'
мени любое такое движение может быть представлено поворотов
плиты с определенной угловой скоростью относительно оси, пр0'
ходящей через центр Земли и некоторую точку на ее поверхНО'
сти, называемую полюсом вращения. Тогда сеть рифтовых и транС'
формных разломов, возникающих между двумя раздвигающими^
улитами, будет всегда ориентирована по меридианам и широтным
кругам, проведенным из полюса относительного вращения плит.
Теорема Эйлера по палеомагнитным аномалиям на океанском дне
дозволила количественно рассчитывать перемещения всех лито-
сферных плит по поверхности Земли и палеогеодинамически ре-
конструировать положения древних океанов и континентов в про-
шлые геологические эпохи. Для определения скоростей движения
литосферных плит обычно используют данные по расположению
полосчатых магнитных аномалий на океанском дне (см. рис. 9).
4.3. Палеомагнитная шкала инверсий главного
магнитного поля Земли и возраст дна океана
В процессе разрастания морского дна магма, поднимаясь по
рифтовой трещине, изливаясь на поверхность дна и застывая,
образует новые порции океанической коры. По мере остывания
поднявшийся к поверхности базальтовый расплав достигает тем-
ператур Кюри и после этого новорожденные участки океаниче-
ской коры намагничиваются в прямом или обратном направле-
нии по отношению к современному полю в зависимости от на-
правления главного магнитного поля в момент застывания ба-
зальтовых расплавов. «Запоминая» это поле благодаря остаточной
намагниченности базальтов, новообразованная кора намагничи-
вается в соответствии с направлением геомагнитного поля во время
рождения данных участков коры. Но одновременно с этим про-
цессом появляются новые раздвижения океанической коры, но-
вые ее разрывы и новые наращивания краев смежных плит. Когда
направление геомагнитного поля меняет свой знак, одновремен-
но меняется намагниченность новых наращиваемых участков коры.
Таким образом, благодаря следующим друг за другом инверси-
ям главного магнитного поля и постепенному раздвижению и
наращиванию океанических плит в рифтовых зонах вытянутые
вдоль них линейные участки океанической коры оказываются на-
магниченными в разной полярности, но обязательно симметрич-
но по разные стороны от рифтовой зоны. Следовательно, океани-
ческую кору можно рассматривать как магнитоактивный слой, в
первом приближении состоящий из последовательности прямо- и
обратнонамагниченных тел, вытянутых параллельно рифтовой
трещине и симметричных относительно нее. В каждом конкретном
случае ширина полосы аномального поля океанского дна опреде-
ляется как произведение линейной полускорости раздвижения плит
На Интервал времени, в течение которого геомагнитное поле со-
храняло одинаковую полярность.
Благодаря быстрой смене знака главного магнитного поля Земли
(характерное время одной инверсии — несколько тысяч лет) в
93
1963 г. была построена первая абсолютная шкала времени смены
знака геомагнитного поля А. Кокса, разработанная на основе со-
поставления магнитных данных по суше с гидромагнитной съем-
кой и ее привязкой к абсолютному возрасту по данным бурения
В дальнейшем по мере накопления материала морских магнитных
съемок геохронологическая шкала палеомагнитных аномалий по-
стоянно совершенствовалась и распространялась на весь кайнозой
и меловое — верхнеюрское время мезозоя. Последняя версия вре-
менной шкалы палеомагнитных аномалий охватывает интервал
от 0 до 169 млн лет и включает 34 аномалии кайнозойского возра-
ста, аномалии М-О-М-38 мезозойского возраста и меловую эпоху
спокойного поля (рис. 19).
Палеомагнитная шкала инверсий мелового и позднеюрского
времени менее детальна и менее точна, чем кайнозойская. Труд-
ность проблемы построения мезозойской шкалы заключается в
том, что в юрское и меловое время существовали два длительных
периода прямой полярности, которые и обусловили зоны спо-
койного магнитного поля Мирового океана.
В результате сопоставления полученной таким путем геомаг-
нитной временной шкалы с магнитными аномалиями на океан-
ском дне удалось определить возраст океанической коры на боль-
шей части акваторий Мирового океана.
Таким образом, можно с полным основанием считать, что ли-
нейные магнитные аномалии, сформированные в процессе разра-
стания океанского дна, позволяют использовать новый метод опре-
деления возраста океанической литосферы. Необходимо отметить,
что, несмотря на принципиальную простоту этого метода опреде-
ления возраста дна, на практике приходится сталкиваться со зна-
чительными трудностями при идентификации магнитных аномалий.
Естественно, что наиболее уверенно можно идентифицировать ано-
малии, расположенные на небольшом удалении от рифтовой оси.
Второй важный метод определения возраста дна Мирового океа-
на — это глубоководное бурение. Результаты бурения доказали спра-
ведливость идеи о разрастании океанского дна и показали, что
при удалении от оси срединно-океанического хребта увеличива-
ется возраст наиболее древних осадков. Данные бурения подтверди-
ли правомерность применения палеомагнитной шкалы инверсии
для определения возраста океанической коры в мезозое и в кайно-
зое. Об этом свидетельствует удовлетворительное совпадение воз-
раста дна, предсказанного по магнитным данным, с возрастом
древнейших осадков и базальтов океанической коры, полученных
в результате биостратиграфических и радиохимических определе-
ний керна скважин, пробуренных в Атлантическом, Тихом и Ин-
дийском океанах.
Анализ магнитных аномалий и данных бурения дает возмож-
ность сделать вывод, что океаническая литосфера сравнительно
94
Я
о
о
о
ж
Эоцен
млн
лет
Плейстоцен
Плиоцен
Миоцен
Олигоцен
Палеоцен
Маастрихт
Кампан
Сантон
Коньяк
Коньяк
Турон
Сеноман
Альб
Алт
3 Баррем
s ---------
S Готерив
Валланжин
Берриас
Портленд
§ Киммеридж
к ________
X
& Оксфорд
Келловей
млн
лет
Рис. 19. Ламонтская палеомагнитная шкала.
Полярности: светлый фон — прямая, темный — отрицательная
молода. Во всей исследованной области Мирового океана, зна-
чительная площадь которого покрыта магнитной съемкой и бу-
ровыми скважинами, не было обнаружено участков океаниче-
ской коры древнее ранней юры. Самые древние участки океани-
ческой коры обнаружены в Северной Атлантике близ ее Амери-
канского и Северо-Африканского бортов, а также в Тихом океа-
не недалеко от Японского желоба. И несмотря на то что многие
Районы дна Мирового океана пока исследованы слабо, теперь
Известны возраст коры, основные закономерности и направле-
ние эволюции океанической литосферы в позднем мезозое и в
кайнозое.
На основании полученных данных можно представить совре_
менную карту возраста дна Мирового океана (рис. 20). С учецд,
масштаба карты и точности исходной информации были выде,
лены области дна, образованные в плейстоцене и плиоцене ((к
6 млн лет), миоцене (возраст коры 6 — 23 млн лет), олигоце^е
(23—37 млн лет), эоцене (38 — 59 млн лет), палеоцене (59—65 мщ
лет), в позднемеловое (66 — 84 млн лет), раннемеловое (84—144
млн лет) и позднеюрское (144—160 млн лет) время. Таким обра.
зом, результаты геоисторического анализа аномального магнит,
ного поля дна океана, проверенные и дополненные биострати-
графическими результатами глубоководного бурения, позволили
получить представление об этапах раскрытия молодых океанов
(Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого) и об ос-
новных закономерностях формирования дна наиболее древнего и
крупного по площади Тихого океана.
Существенная отличительная особенность разрастания дна Ат-
лантического и большей части Индийского океана по сравнению
с Тихим заключается в том, что расширение этих молодых океан-
ских впадин пространственно достаточно жестко связано с пере-
мещением обрамляющих их материков. Поэтому, восстанавливая
по полосовым магнитным аномалиям картину конечной относи-
тельной кинематики разрастания отдельных бассейнов в пределах
каждой из этих впадин, можно тем самым описать и геометрию
относительного конечного перемещения тех пар материков, ко-
торые входят в состав литосферных плит по разные стороны от
общей рифтовой оси. Благодаря возможности совмещения одно-
возрастных линейных магнитных аномалий можно представить
геометрические очертания каждой из этих молодых океанских впа-
дин в любой момент геологического времени от начала их разви-
тия в прошлом, но при одном условии, что магнитные аномалии
достаточно уверенно выделены. Для литосферы Тихого океана,
которая погружается под обрамляющие его материки и островные
дуги, можно реконструировать лишь геометрию разрастания
океанических плит в рифтовых зонах.
В настоящее время благодаря геофизическому анализу аномаль-
ного магнитного поля океана известно, что древнейшие участки
океанической коры современного Атлантического океана образо-
вались в раннеюрское время (около 160—170 млн лет назад) в
результате откола Северо-Американского материка от Африкан-
ского и разделения Пангеи на Гондвану и Лавразию. Раскол Гон-
дваны произошел в раннемеловое время, когда Индостан отде-
лился от Африки и от современной Восточной Антарктиды. Пос-
ледняя в свою очередь откололась от Африки и Южной Америка
и эти материки разделились между собой, поэтому возраст самой
древней океанической коры в Южной Атлантике и Индийской
океане не старше раннего мела.
Свиточ
Рис. 20. Карта возраста дна океана, млн лет
о
1
Самая молодая, недавно рожденная океанская впадина — ЭТо
Калифорнийский залив. Калифорнийский полуостров отделился
от Мексики всего несколько миллионов лет назад. Впадина Крас,
ного моря древнее Калифорнийского залива, скорость ее разрас.
тания невелика, а скорость накопления осадков значительна, по.
этому в Красном море типичные океанические полосовые маг-
нитные аномалии установлены лишь в приосевой зоне. В этом от.
ношении Красное море может служить хорошим примером того
как в условиях быстрого осадконакопления на начальной стадии
раскрытия океанской впадины в пределах континентального под-
ножия могут формироваться зоны спокойного аномального маг-
нитного поля даже тогда, когда главное геомагнитное поле ин-
версирует достаточно часто.
Вся океаническая литосфера в полярной и субполярной обла-
стях Атлантики образовалась в кайнозое, ибо только в самом позд-
нем мелу Гренландия начала откалываться от Северной Америки
и от Европы. В кайнозое нынешний подводный хребет Ломоносо-
ва оторвался от современного арктического склона Европы и,
удаляясь, привел к образованию Евразийской котловины (Нан-
сена-Амундсена) в Северном Ледовитом океане, которая разра-
стается до сего времени. Только для Канадской котловины Аркти-
ческого бассейна пока не получено достоверных результатов для
геоисторической интерпретации аномального магнитного поля.
4.4. Кинематика литосферных плит
и палеогеографические следствия
Приведенные теоретические выводы позволили количествен-
но рассчитать взаимные перемещения всего комплекса литосфер-
ных плит на поверхности Земли. Результаты расчетов показали
(см. рис. 18), что с максимальной скоростью океанское дно раз-
двигается в юго-восточной части Тихого океана (возле острова
Пасхи). В этом месте ежегодно наращивается до 18 см новой океа-
нической коры. По геологическим масштабам это очень много,
так как только за 1 млн лет таким путем формируется полоса
молодого дна шириной до 180 км, при этом на каждом погонном
километре рифтовой зоны за то же время изливается примерно
360 км3 базальтовых лав. По этим же расчетам, Австралия удаляет-
ся от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Амери-
ка от Африки — со скоростью около 4 см/год. Северная Америка
отодвигается от Европы существенно медленнее — на 2—2,3 см/гоД-
Еще медленнее расширяется Красное море — на 1,5 см в год (со-
ответственно здесь меньше изливается и базальтов — всего 30 км
на каждый погонный километр Красноморского рифта за милли-
он лет). Скорость столкновения Индии с Азией достигает 5 см/гоД,
Q8 I
кстати, и объясняются развивающиеся буквально на наших
1,6 з’ах интенсивные геотектонические деформации Гиндукуша,
5?аМ0ра и Гималаев. Эти деформации и создают исключительно
’’ сокий уровень сейсмической активности всего региона (текто-
^ическое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и
^ялеко за пределами самой зоны столкновения плит, распростра-
няясь вплоть до Северного Тянь-Шаня). Деформации Большого и
Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот
пайон Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно
меньше — всего 2—2,5 см/год. Поэтому меньшей оказывается и
сейсмическая активность региона.
Исключительная важность этих расчетов очевидна, поскольку
они позволяют количественно оценивать современную тектони-
ческую активность Земли и объемы магматических излияний в
современных рифтовых зонах. Но оказывается, пользуясь анало-
гичной методикой и последовательно совмещая друг с другом
одновозрастные магнитные аномалии, можно и для прошлых гео-
логических эпох достаточно точно реконструировать положение
континентов и океанов (со срединно-океаническими хребтами в
них) и определять скорости раздвижения или пододвигания их
океанского дна. За последние годы большое число таких палеогео-
динамических реконструкций было сделано Л. П. Зоненшайном для
всего временного интервала существования магнитных аномалий
на современном океанском дне, т.е. с позднего мезозоя до наших
дней. Вся океаническая литосфера, сформировавшаяся ранее юр-
ского времени, уже успела погрузиться в мантию под современ-
ными или древними зонами поддвига плит, поэтому на океан-
ском дне не сохранилось магнитных аномалий, возраст которых
превышал бы 170 млн лет. В связи с этим для более древних геоло-
гических эпох возможны лишь приблизительные палеогеографи-
ческие реконструкции с использованием палеомагнитных данных
по континентам. Такие реконструкции, сделанные А. Смитом,
охватывают интервал времени до раннего триаса включительно
(220 млн лет). Аналогичные реконструкции выполнены и для все-
го фанерозоя вплоть до раннего кембрия (570 млн лет).
Ю. И. Галушкиным и С.А.Ушаковым (1978) вслед за Дж.Мин-
сером и др. был выполнен расчет «мгновенной» кинематики 10
Литосферных плит в системе 20 так называемых «горячих пятен».
До сего времени природа этих пятен вызывает оживленную дис-
куссию. Но расчет глобальной кинематической модели в их систе-
ме показал, что скорость смещения каждого из этих «пятен» по
Поверхности Земли существенно меньше, чем линейная скорость
перемещения плит. В этой модели смещение каждой плиты совпа-
ло с направлением простирания цепочек подводных вулканиче-
ских гор. Последующие кинематические модели, построенные по
Геоморфологическим и геофизическим данным, неплохо совпали
99
с предыдущими. Отметим, что во всех этих моделях интервал вре^
мени менялся от практически мгновенного (в очагах землетрясе-
ний) до нескольких сотен тысяч и даже миллионов лет по мор-
ским магнитным и геоморфологическим данным при движении
плит. Полученные результаты показали, что минимальные «абсо-
лютные» линейные скорости характерны для тех плит, в которые
значительную часть площади занимает континентальная литосфера-
Антарктическая плита — 0,4—0,7, Евразийская — 1,0—1,2, Афри.
канская — 1,9, Северо-Американская — 1,9—2,4 и Южно-Амери-
канская — 2,2—2,4 см/год. Максимальные линейные скорости пере-
мещения имеют те плиты, которые целиком состоят из океаничес-
кой литосферы: Наска — 6—7 и Тихоокеанская — 8 — 10 см/год. Ддя
Индийской плиты характерна линейная скорость 4,9—6,5 см/год.
Но все эти кинематические модели имеют два ограничения:
во-первых, данные, полученные для различных границ плит,
объединялись в единую модель при обязательном допущении же-
сткости каждой плиты; во-вторых, они давали кинематику, ос-
редненную за время порядка сотен тысяч — первые миллионы
лет. Космическая геодезия не имеет ни одного из этих ограниче-
ний, она позволяет находить относительные положения точек
на поверхности Земли в разное время и таким образом опреде-
лять изменение их относительных положений. Современная кос-
мическая техника обеспечивает достаточно высокую точность,
позволяющую за один-два десятка лет определить не только от-
носительные перемещения различных плит, но и внутриплитные
движения. Было получено довольно точное совпадение спутнико-
вой информации с глобальной моделью «мгновенной» кинемати-
ки литосферных плит, рассчитанной по геофизическим и геомор-
фологическим данным.
Все это убедительно показало, что перемещение плит за не-
сколько лет неплохо совпадает с результатами, усредненными за
первые миллионы лет. Литосферные плиты с хорошим приближе-
нием можно рассматривать как жесткие. Хотя в настоящее время
не вызывают никаких сомнений внутриплитные перемещения с
относительной скоростью порядка нескольких миллиметров в год.
Все вышеизложенное дает основание расценивать тектонику
плит как научную теорию, имеющую прогностическое значение.
Статус тектоники плит как теории подкрепляется и тем обстоя-
тельством, что она имеет определенное физико-математическое
обоснование, благодаря которому современная или так называе-
мая мгновенная кинематика плит, включающая направления И
скорости их взаимных перемещений, может быть экстраполиро-
вана и в прошлое, и в будущее.
Несмотря на то что теория тектоники литосферных плит завое-
вала ведущие позиции в науках о Земле, остается еще немал0
проблем, требующих дальнейшего разрешения. К ним относятся
100
пОблемы внутриплитной тектоники. При детальном изучении
^осферные плиты вовсе не являются столь жесткими и моно-
Лцтными и недеформируемыми, как предполагалось первоначально.
Немало вопросов остаётся при попытках объяснить природу внут-
иплитного магматизма и образование асейсмичных хребтов и
рдато на дне океана. Требуется разрешение и некоторых вопросов
движущего механизма литосферных плит, мантийной конвекции
и дифференциации вещества в недрах Земли. Однако развитие глу-
бинной геофизики, прежде всего сейсмической томографии, и
изучение океанических глубин с помощью подводных обитаемых
аппаратов ежегодно приносят немало новых данных, открывающих
новые перспективы дальнейшего развития теории тектоники ли-
тосферных плит.
ГЛАВА 5
ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ФОРМИРОВАНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
5.1. Энергетические источники развития Земли
Вопрос об источниках энергии, определяющей тепловой ре-
жим и тектоническую активность Земли, — один из фундамен- '
тальных в физике Земли и как следствие — в ее палеогеографии, s
Основными процессами, управляющими тектонической активно- !
стью Земли, могут быть только те энергетические процессы, ко- !
торые в наибольшей степени снижают потенциальную (внутрен-
нюю) энергию нашей планеты и системы Земля—Луна. При этом !
потенциальная энергия снижается за счет ее перехода в тепловую
или кинетическую энергию движения земных масс — конвекцию,
дрейф литосферных плит, горообразование и т.д. В свою очередь, ,
любые перемещения земных масс также сопровождаются диссипа-
цией кинетической энергии и выделением тепла. Тепло это приво-
дит к частичному расплавлению вещества верхней мантии (асте-
носферы) или в зонах поддвига плит, способствуя развитию маг-
матизма Земли. Однако все это тепло в конце концов постепенно '
рассеивается в космос с тепловым излучением нашей планеты. ।
К наиболее мощным энергетическим процессам, развивающим-
ся в недрах Земли, относятся три: процесс гравитационной диф-
ференциации земного вещества по плотности, приводящий к рас-
слоению Земли на плотное ядро и остаточную силикатную ман-
тию; процесс распада радиоактивных элементов и процесс при-
ливного взаимодействия с Луной. Все остальные источники энер-
гии либо несоизмеримо меньше перечисленных, либо полностью
обратимы благодаря конвективному массообмену в мантии, по-
этому их влиянием на эндогенный энергетический баланс Земли
можно пренебречь. Значительно больший тепловой поток солнеч-
ного излучения после целого ряда преобразований в атмосфере,
гидросфере, биосфере и приповерхностных слоях коры почти поЛ'
ностью отражается Землей и поэтому он активно влияет лишь J#
экзогенные процессы — выветривание пород, поверхностный
перенос продуктов их разрушения, осадконакопление и т.д.
Учитывая это, кратко рассмотрим только три главных истоЧ'
ника эндогенной энергии в Земле: гравитационный, радиогеН' ’
ный и приливной. j
102
Энергия аккреции и гравитационной дифференциации Земли
к основным первичным источникам энергии Земли, запасен-
ной ею еще в процессе своего образования, можно отнести часть
энергии гравитационной аккреции земного вещества и энергию
сжатия земных недр. Суммарный эффект разогрева Земли за счет
действия этих энергетических источников подробно рассмотрен в
работах В. С. Сафронова (1959, 1969). Как уже отмечалось, про-
цесс образования Земли за счет аккреции протопланетного газо-
цылевого облака развивался за время порядка 108 лет и завершил-
ся около 4,6 • 109 лет тому назад образованием первичной и в сред-
нем однородной по составу Земли.
На геологической стадии развития нашей планеты, начиная
примерно с 4,0-109 лет назад, стал развиваться другой мощный
процесс выделения гравитационной энергии, связанный с плот-
ностной дифференциацией земных недр. Этот процесс привел к
выделению в центре Земли плотного оксидно-железного ядра и к
возникновению в остаточной силикатной оболочке, т.е. в ее ман-
тии, интенсивных конвективных движений.
Оценки В. С. Сафронова показали, что потенциальная энергия
первичной Земли равна 23,61 • 1038 эрг. Часть полной энергии ак-
креции ушла на упругое сжатие земных недр. Ее оценка дала вели-
чину ~ 20,13-1038 эрг. Остальная часть энергии перешла в тепло.
Если бы при этом не было интенсивных теплопотерь через повер-
хность Земли, то ее температура могла бы подняться до значения
~ 30 000 °C и земное вещество полностью испарилось бы. Однако в
действительности такого интенсивного разогрева не возникло,
поскольку формирование нашей планеты происходило за конеч-
ное время порядка 108 лет, а энергия ударов планетезималей вы-
делялась только в приповерхностных слоях растущей Земли и по-
этому быстро терялась с тепловым излучением планеты.
Для первичной Земли распределение температуры в ее недрах
было определено В. С. Сафроновым. С учетом этого на рис. 21 при-
ведено соответствующее распределение плотности в Земле на раз-
ных этапах ее эволюции. Принимая для первичной Земли тепло-
содержание, равное 7,4- 1037 эрг, получаем, что в процессе фор-
мирования Земли она должна была потерять путем теплового из-
лучения около 19,4- 1038 эрг энергии первичной аккреции. По-
^°ЛькУ формирование Земли происходило за время порядка
б лет, то это значит, что средний суммарный тепловой поток
т°гда достигал 6-1023 эрг/с и приблизительно в 1500 раз превы-
современный.
Энергия аккреции выделялась только во время роста Земли. На
планетной стадии ее развития главным источником эндогенной
становится процесс гравитационной дифференциации
його вещества. Численно она равна разности между потенци-
1ПТ
Глубина, км
Рис. 21. Распределение плотности в Земле:
1 — в первичной Земле; 2 — в позднем архее непосредственно перед образованием
земного ядра; 3 — после образования ядра в самом конце архея; 4 — в современной
Земле
альной энергией однородной Земли, которой она обладала не-
посредственно перед началом процесса выделения земного ядра
(т.е. около 4,0-109 лет назад), и потенциальной энергией совре-
менной расслоенной Земли.
Выделяющаяся в недрах Земли энергия гравитационной диф-
ференциации в большей своей части переходит сначала в кинети-
ческую энергию конвективных течений мантийного вещества, а
затем и в тепло. Заметная часть этой энергии расходуется на до-
полнительное сжатие земных недр, возникающее благодаря кон-
центрации плотных фаз в центральных зонах Земли. Упругая энер-
гия сжатия Земли перед самым началом выделения земного ядра
(около 4-109 лет назад) должна была быть несколько меньшей,
чем у первичной Земли, поскольку к тому времени ее недра уже
успели прогреться за счет выделения радиогенной и приливной
энергии, а дифференциация земного вещества еще не началась.
На рис. 22 и 23 представлены графики выделения и скорости гене-
рации тепловой компоненты гравитационной энергии. Как видно
из приведенных кривых, повышенная скорость гравитационной
энергии должна была быть в самом раннем архее, около 4,0—
3,8 млрд лет назад. В то время в виде тепла выделялось примерно
8,5 • 1020 эрг/с гравитационной энергии или почти в 3 раза боль'
ше, чем сейчас (около 3-10 эрг/с).
После некоторого снижения скорости выделения гравитаци-
онной энергии в среднем архее уже в позднем архее (после пер0'
хода процесса дифференциации от сепарации металлическое0
железа к выделению расплавов Fe • FeO) вновь происходил весьМа
20
Рис. 22. Зависимость гравитационной дифференциации Земли (ее тепловая
составляющая) от времени выделившейся энергии
Рис. 23. Скорость выделения энергии при гравитационной диффе-
ренциации Земли
существенный всплеск выделения гравитационной энергии, со-
ставлявший 33 • 1020 эрг/с около 3 • 109 лет назад. Однако макси-
мум скорости достигался около 2,6 • 109 лет назад во время катас-
трофических событий формирования у Земли плотного ядра. Об-
ращает внимание, что максимум скорости выделения гравитаци-
онной энергии приходится на уникальную эпоху позднего архея,
Когда, судя по геологическим данным, тектоническая активность
Земли действительна была наибольшей.
После выделения земного ядра в самом конце архея скорость
Генерации гравитационной энергии в раннем протерозое (после
^>6 • К)9 лет назад) резко упала до 9 • 1020 эрг/с. Дальнейший про-
1 ГК
цесс гравитационной дифференциации Земли протекал уже зна-
чительно спокойнее, постепенно снижаясь до современного уровня
выделения энергии 3 • 1О20 эрг/с. Продолжится затухание этого про-
цесса и в будущем.
Отметим, что изображенные на рис. 22 и 23 графики определя-
ют собой только осредненные показатели энерговыделения. В ре-
альных условиях в связи с нестационарностью процесса гравита-
ционной дифференциации земного вещества график скорости
энерговыделения несколько более сложный.
Радиогенная энергия
Определение наиболее вероятных концентраций радиоактив-
ных элементов в Земле только по эмпирическим данным невоз-
можно и приходится прибегать к помощи дополнительных гипо-
тез. Один из таких косвенных способов определения их содержа-
ния в мантии предложили независимо друг от друга П. Гаст и
П. Харли. По их идее содержание в Земле радиоактивного изотопа
калия 40К (а следовательно, и всего калия) может быть найдено
по концентрации в атмосфере радиогенного изотопа аргона 40Аг,
попадающего в эту геосферу при переходе калия из мантии в зем-
ную кору. Гаст пришел к выводу, что концентрация калия в ман-
тии исключительно низкая — около 0,0065 %. В работах россий-
ских ученых (О. Г. Сорохтин, 1977; О. Г. Сорохтин, С.А. Ушаков,
1993) этот метод был несколько усовершенствован путем исполь-
зования эволюционной модели Земли и сравнением изотопных
отношений радиогенных элементов в земных и лунных базальтах.
В результате было определено, что вероятная концентрация калия
в мантии приблизительно вдвое выше, чем получено Гастом, и
достигает 0,012%. Применительно к модели глобальной эволю-
ции Земли таким же путем можно оценить, что в мантии содер-
жится 4,81 • 1023 г калия и 5,87 • 1019 г радиоактивного изотопа 40К,
а всего в Земле 9,31 • 1023 г калия и 1,14- 1О20 г 40К.
Оценить содержание в мантии урана и тория можно только
косвенными методами. Из наших расчетов следует, что в мантии
содержится около 1,1 • 1019 г урана и 2,9- 1019 г тория. Вместе с
калием эти элементы генерируют в мантии приблизительно
0,35-Ю20 эрг/с тепловой энергии. Тогда в Земле выделяется
1,26-1020 эрг/с радиогенной энергии.
Как видно из этих оценок, в настоящее время основная масса
радиоактивных элементов сосредоточена в земной коре. Ранее
это было четко показано П. Гастом. При этом, правда, необходи-
мо помнить, что содержание радиоактивных элементов удается
определить более или менее надежно только в континентальной
коре, тогда как оценка их концентрации в мантии по имеющим-
ся моделям весьма приближенна. Тем не менее основной вывод,
в мантии рассеивается значительно меньше радиогенного
тепла, чем в земной коре, все-таки можно считать достаточно
достоверным.
д радиоактивные элементы, выносимые из мантии в земную кору,
большей мере концентрируются в ее гранитном вешестве. По-
этому генерируемое ими тепло относительно быстро теряется че-
рез земную поверхность и практически не участвует в разогреве
глубинных недр Земли. Следовательно, при выявлении источни-
ков энергии, питающей тектоническую активность Земли, особый
интерес представляет только та доля радиогенной энергии, которая
выделяется в мантии. Судя по приведенным оценкам современного
уровня генерации радиогенной энергии в Земле (1,26-1020 эрг/с),
земной коре (0,9 • Ю20 эрг/с) и мантии (0,35 • 1О20 эрг/с), в настоя-
щее время эта доля невелика и составляет всего около 8 % от сум-
марных теплопотерь Земли (4,3 • 1020 эрг/с). Однако в прошлые гео-
логические эпохи выделение радиогенной энергии в мантии мог-
ло быть существенно выше. Для ее определения необходимо учи-
тывать, что концентрация радиоактивных элементов в мантии со
временем уменьшалась не только за счет их распада, но и благо-
даря их подвижности и переходу в континентальную кору.
На рис. 24 и 25 приведены графики скорости и величины выде-
ления радиогенной энергии в Земле и мантии во все последую-
щие геологические эпохи (О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, 1993). Как
видно из этих графиков, интенсивность радиогенного энерговы-
деления в мантии резко падала, особенно в архее, и в настоящее
время оно не превышает 0,35 • 1020 эрг/с, т.е. составляет всего 5 %
от начального уровня и 8 % от суммарных теплопотерь современ-
ной Земли. За все время в Земле выделилось около 4,27- 1037 эрг
Рис. 24. Скорость выделения радиогенной энергии:
1 — в Земле; 2 — в мантии; 3 — в континентальной коре
107
Рис. 25. Величины выделения радиогенной энергии:
1 — в Земле; 2 — в мантии; 3 — в континентальной коре
Рис. 26. Скорость выделения энергии в Земле:
1 — гравитационной; 2— радиогенной; 3 — приливной; 4— суммарной энергии.
Пик скорости выделения энергии на время 2,6 млрд лет назад соответствует
моменту образования земного ядра
радиогенной энергии, причем в катархее за первые 600 млн лет,
т. е. до начала геологического развития Земли, — приблизительно
1,13 • 1037 эрг. За весь архей, с 4 • 109 до 2,6 • 109 лет назад, в Землю
поступило примерно 1,65 • 1037 эрг радиогенной энергии, из этого
количества в мантию — 1,24-1037 эрг, в кору — 0,41 • 1037 эрг. За
остальное время геологического развития нашей планеты, т. е. за
2,6 • 109 лет, в земной мантии выделилось только 0,61 • 1037 эрг,
или 14 % радиогенной энергии (см. рис. 26).
108
Таким образом, приведенные данные показывают, что вклад
адиоактивных элементов в энергетические источники, питающие
^обой тектоническую, активность Земли, значительно скромнее,
цем считалось раньше, но тем не менее все же заметный.
Энергетический баланс Земли
распад радиоактивных элементов и приливные взаимодействия
с Луной позволяют (в рамках принятых моделей) непосредствен-
но определить их вклад в энергетику Земли как по интегральной
характеристике — суммарной выделившейся энергии, так и по
скорости ее генерации в течение всей истории развития Земли.
В отношении третьего и наиболее мощного источника эндогенной
энергии — процесса гравитационной дифференциации земного
вещества — возможно непосредственно определить только его
интегральную характеристику, т.е. суммарную тепловую энергию,
выделившуюся за все время формирования современного земного
ядра. Для нахождения дифференциальных характеристик этого
процесса предварительно необходимо проанализировать энерге-
тический баланс современной Земли.
По геологическим данным известно, что в конце архея из ман-
тии перестали выплавляться высокотемпературные ультраоснов-
ные лавы и в последующие эпохи генерировались только базаль-
ты примерно современных типов. Сравнительно узкий темпера-
турный диапазон выплавки однотипных базальтов (около 1000 °C)
позволил сделать предположение, что с раннего протерозоя при-
мерно с возраста 2 — 2,5 млрд лет и до наших дней температура
мантии снизилась не более чем на 100 °C, а сама Земля приблизи-
лась к тепловому равновесию.
Прежде чем находить скорость высвобождения гравитацион-
ной энергии и перехода ее в тепло, необходимо определить со-
временные теплопотери Земли. К настоящему времени накопи-
лось более 10 000 эспериментальных определений теплового пото-
ка в разных точках земной поверхности. Однако выводить из них
среднее значение теплового потока и по нему определять суммар-
ные теплопотери для всей Земли представляется некорректным.
Современные теплопотери Земли можно рассчитать только по-
луэмпирическим полутеоретическим методом, поскольку экспери-
ментально определять конвективный вынос тепла из океанической
Коры циркулирующими в ней океаническими водами (а такой вы-
нос может составлять до 30 % от суммарных теплопотерь Земли)
очень трудно. Сравнение экспериментальных измерений теплового
Потока на участках океанского дна, полностью засыпанных осадка-
Ми (и, следовательно, лишенных гидротермальной циркуляции),
с их теоретическими значениями позволили получить зависимость
Удельного теплового потока от возраста океанского дна.
109
Средний предельный возраст современных океанических ли-
тосферных плит близок к 120 млн лет. Оценки показали, что в
этом случае средний удельный тепловой поток через океанское
дно оказывается равным -2,41 • 10'6 кал/см2-с. Принимая cy.vs
марную площадь океанической коры (без учета площади шель-
фовых и окраинных морей с корой континентального или пере-
ходного типа), равной 3,06 • 1018см2, получим, что суммарный
тепловой поток через всю океаническую кору составляет
~ 7,37 • 1012 кал/с = 3,09 • 1020 эрг/с.
По эмпирическим данным, средний удельный тепловой по-
ток через континенты приблизительно соответствует (1,4-5-
-j-1,43) • 1(Г6 кал/см2- с. Для площади континентальной коры, рав-
ной 2,04 • 1018 см2 (на этот раз с учетом площади шельфовых и ок-
раинных морей с корой континентального типа), суммарный тепло-
вой поток через континентальную кору составляет 2,9 • 1012 кал/с =
= 1,21 • Ю20 эрг/с. Следовательно, общая потеря тепла современ-
ной Землей достигает 4,3 • Ю20 эрг/с. Принимая, что скорость вы-
деления радиогенной энергии равна 1,26- Ю20 эрг/с и скорость
диссипации приливной энергии - 0,04- 1О20 эрг/с, получим, что
генерация энергии гравитационной дифференциации в пересче-
те на тепло - 3 • 1020 эрг/с.
Следовательно, в любом варианте равновесной или остыва-
ющей Земли действующий ныне процесс ее гравитационной диф-
ференциации по-прежнему остается наиболее мощным из всех
эндогенных энергетических процессов, причем сама величина ге-
нерируемой гравитационной энергии находится в пределах
2,8 1О20- 3,0 Ю20 эрг/с.
На ранних этапах существования Земли в ее энергетике явно
доминировала приливная энергия, а в архее и во все последу-
ющие эпохи — только гравитационная. Радиогенная же энергия,
особенно рассеиваемая в мантии, вопреки широко распростра-
ненному мнению, практически никогда не определяла энергети-
ческий режим развития Земли.
Суммарное выделение тепловой энергии (гравитационной,
радиогенной и приливной) в Земле к настоящему времени дос-
тигает 22,2 • 1037 эрг.
Суммарные теплопотери Земли в катархее были сравнительно
небольшими и не превышали 0,2 1037 эрг. За катархей теплозапас
Земли возрос с 7,4- 1037до 10,2-1037 эрг, т.е. Земля существенно
разогрелась. В архейскую эпоху наибольшей тектонической актив'
ности Земли в ее недрах выделилось около 11 • 1037 эрг тепловой
энергии. Из этой энергии приблизительно половина (5,2 1О37эрг)
ушла на дополнительный разогрев Земли, а 5,8 • 1037 эрг энергий
излучилось в космическое пространство.
В протерозое и фанерозое эндогенные энергетические процеС'
сы протекали уже существенно спокойнее. Так, за все это время,
1 in
наЧиная с 2,0- 109 лет назад и до наших дней, в недрах Земли
делилось около 6,1 • IO37 эрг тепла от основных источников энер-
гии и около 0,5 • 1037 эрг за счет дополнительного послеархейско-
го остывания Земли, что в сумме составляет 6,6 • 1037 эрг. Вся эта
энергия была потеряна с тепловым излучением Земли, так что
средний тепловой поток за это время составлял ~ 8,0 • 1О20 эрг/с.
На основании расчетов скорости энерговыделения (см. рис. 23)
и суммарной энергии в сопоставлении с изменениями теплозапа-
са Земли были оценены величины тепловых потоков в геологи-
ческой истории Земли. В первом приближении они оказались про-
порциональными интенсивности конвективного массообмена в
мантии (рис. 27 и 28).
На основе теплогенерации сосредоточенных в континенталь-
ной коре радиоактивных элементов тепловой поток был разделен
на потоки, пронизывающие океаническую и континентальную
кору- Основная часть суммарных теплопотерь Земли всегда проис-
ходила через океаническую кору. За 4 млрд лет, т. е. за время гео-
логического развития Земли, через океаническую кору было по-
теряно около 90 % всего излученного Землей тепла — приблизи-
тельно 12,8 • 1037 эрг, тогда как через континенты — около
1,3- 1037 эрг. Эндогенные источники энергии наряду с тепловым
полем возбуждают и слабое геомагнитное поле Земли.
Рис. 27. Интегральная форма энергетического баланса Земли:
суммарная энергия, выделившаяся в Земле (без учета приливной энергии,
Рассеянной в морях и океанах Земли); 2 — суммарная энергия, выделившаяся в
|еМной мантии; 3 — тепловой запас Земли; 4 — суммарные теплопотери Земли;
теплопотери мантии. Разность между кривыми 1 и 2, а также 4 и 5 определяет
лИчину радиогенной энергии, выделившейся в континентальной земной коре
Рис. 28. Дифференциальная форма энергетического баланса Земли:
1 — суммарная скорость выделения эндогенной энергии в мантии Земли;
2 — суммарное значение глубинного мантийного теплового потока; 3 — скорость
изменения теплового баланса Земли. Пик суммарной скорости выделения
эндогенной энергии Земли на время 2,6 млрд лет назад соответствует момент;'
образования земного ядра
Наиболее вероятно предположить, что генерация геомагнит-
ного поля связана с динамическими (скорее всего, конвективны-
ми) процессами, развивающимися в жидком и электропроводя-
щем веществе внешнего ядра вращающейся Земли. Однако приро-
да источников энергии магнитного поля пока еще не вполне ясна,
хотя предполагается, что она также связана с гравитационной
дифференциацией земного вещества. Очевидно, что ни в оксид-
но-железном внешнем, ни в железном внутреннем ядре не долж-
но содержаться радиоактивных элементов, поскольку все они чи-
сто литофильные и мигрируют из мантии только в земную кору.
Об этом свидетельствует и геохимия железо-никелевых метеори-
тов, представляющих собой, вероятнее всего, осколки разрушен-
ных когда-то протопланет лунных размеров. Действительно, в та-
ких метеоритах всегда отсутствуют даже следы радиоактивных эле-
ментов, хотя продукты их распада, например изотопы свинца,
встречаются в заметных концентрациях.
Таким образом, из вышеприведенного следует, что на протя-
жении всей геологической истории Земли процесс гравитацион-
ной дифференциации земного вещества был мощным источНН'
ком эндогенной энергии, одновременно питающим и магнитное
поле Земли.
Этим, в частности, можно объяснить изменения частоты ин-
версий геомагнитного поля в прошлые геологические периоды,
характеризовавшиеся различной тектонической активностью на-
шей планеты.
5 2. Геотектонические и палеогеографические следствия
приливного взаимодействия Луны с Землей
Благодаря приливным деформациям Земли в ее недрах в катар-
хее (за первые 600 млн лет) выделилось около 2,1 • 1037 эрг тепло-
вой энергии. Такая существенная добавка энергии привела к за-
ветному дополнительному разогреву верхней мантии, а это, бе-
зусловно, значительно ускорило образование у молодой Земли
астеносферы. Появление астеносферы с ее быстрым разрастанием
и перегревом (под влиянием лунных приливов) возбудило глав-
ный процесс, управляющий глобальным развитием нашей плане-
ты, — гравитационную дифференциацию земного вещества и как
следствие этого — тектоническую активность Земли.
Следовательно, лунно-земные приливные взаимодействия
прежде всего сыграли роль «пускового» механизма, запустившего
тектонические процессы на Земле. Это очень важное и, по-види-
мому, главное следствие влияния Луны на нашу планету. Если бы
Луны не существовало и предварительный разогрев Земли проис-
ходил только за счет распада радиоактивных элементов, то наша
планета оставалась бы еще в течение около 2—2,5 млрд лет текто-
нически пассивной и ее криптотектоническая (катархейская) эпоха
продолжалась бы не 600 млн лет, а 2,6 —3,1 млрд лет подряд, и
первые тектонические движения земных недр проявились бы лишь
около 2—1,5 млрд лет назад. Отсюда следует, что если бы у Земли
не было ее крупного спутника, то сейчас на ней царили бы текто-
нические условия раннего протерозоя или даже позднего архея.
Возможно, именно по этой причине тектоническое развитие Ве-
неры, у которой никогда не существовало массивного спутника,
задержалось настолько, что сейчас она переживает архейскую ста-
дию тектонического развития, о чем свидетельствуют формы по-
верхностного рельефа «утренней» планеты.
Вторым важным следствием влияния Луны на развитие Земли
стало исключительно быстрое «накачивание» приливной энергии
в астеносферу в самом начале раннего архея в интервале времени
от 4,0 • 109 до 3,8 • 109 лет назад. В результате за столь короткое вре-
мя произошло «включение» тектонической активности Земли, что
и предопределило около 3,8 • 109 лет назад резкий переход от прак-
тически полного покоя к конечной тектономагматической актив-
ности нашей планеты.
Примечательно совпадение, на которое одним из первых обра-
тил внимание В. Е. Хайн: начало тектонической активности Зем-
Ли (4,0 • 109— 3,8 • 109 лет назад) очень близко соответствует эпохе
Интенсивного проявления базальтового магматизма на Луне (тоже
>0 • Ю9—3,8 • 109 лет назад). В модели Сорохтина—Ушакова обра-
зования Луны и эволюции системы Земля—Луна это получило
Тиснение: эпоха интенсивного базальтового магматизма на Луне
была вызвана вторым импульсом ускоренного отодвигания ЛудЬ[
от Земли и выметанием ею других естественных спутников (мик.
ролун) из околоземного пространства. Такой импульс отодвига-
ния Луны на рубеже катархея и архея возник только благодаря
образованию в то время у Земли ее астеносферного слоя, резк0
снизившего механическую добротность нашей планеты быстрым
расплавлением и перегревом вещества верхней мантии. Астено-
сфера стала и непосредственной причиной процесса дифферен-
циации земного вещества, мантийной конвекции, тектонических
движений в литосферной оболочке Земли. Таким образом, имен-
но общей причиной (возникновением около 4,0-109 лет назад у
Земли астеносферы) объясняется примечательное совпадение,
казалось бы, совершенно разноплановых явлений: ударной текто-
ники на Луне, сопровождавшейся интенсивным базальтовым маг-
матизмом, с началом тектонической активности Земли. Подчерк-
нем, что во время усиленной бомбардировки Луны крупными
метеоритами и спутниками астероидных размеров сама Земля не
подвергалась столь же существенной метеоритной обработке, как
это нередко еще представляют некоторые геологи. На земную по-
верхность тогда могли выпадать лишь сравнительно мелкие ос-
колки, освобождавшиеся при катастрофических столкновениях
спутников с Луной на околоземных орбитах.
Тектонический рубеж катархей—архей обусловил появление
первых магматических излияний на Земле и ее дегазацию, проис-
ходивших первоначально по трещинам, возникшим в приповерх-
ностных слоях благодаря интенсивным приливным деформациям.
При этом максимальное трещинообразование, как и наибольшее
развитие астеносферы, в начале архея происходило в низких ши-
ротах, поэтому и максимальные базальтовые излияния, и дегаза-
ция мантии тогда сосредоточивались главным образом в приэква-
ториальном поясе.
Вероятно, из космоса эта дегазация внешне представлялась бы
не очень бурной, поскольку объемы дегазируемой мантии еще
оставались сравнительно небольшими. Над тропической зоной
непрерывно «курились» слабые дымки, интенсивность выделения
которых заметно повышалась в областях бегущих приливных выс-
тупов, так как максимальное раскрытие трещин всегда мигриро-
вало вслед за Луной. Вскоре после возникновения астеносферы,
по-видимому, около 3,9-109 лет назад произошли и первые ба-
зальтовые излияния, быстро охватившие всю экваториальную, а
затем тропическую зоны Земли. В результате первозданная ультра-
основная земная оболочка в этой зоне столь же быстро (вероятно,
за 108 лет) сменилась тонкой базальтовой литосферой.
Первые порции воды, выделившиеся из мантии около 4 млрД
лет назад, скорее всего, были практически полностью поглоШе'
ны рыхлым реголитом земного грунта и первозданной трещине-
той литосферой. Одновременно с водой активно сорбировались
другие дегазированные из мантии биологически активные эле-
менты и их соединения. При этом высокая пористость и сорбци-
онная способность реголита могли обеспечить наиболее благопри-
ятные условия для формирования сложных органических соеди-
нений и зарождения жизни. Связано это с тем, что первозданный
еголит в изобилии содержал в свободном состоянии хром, желе-
зо, кобальт, никель, свинец, платину и некоторые другие пере-
ходные металлы, обладающие наиболее активными каталитиче-
скими свойствами по отношению к синтезу органических соеди-
нений. Следовательно, можно ожидать, что первозданный рего-
лит, покрывавший поверхность молодой Земли, после начала ее
дегазации стал именно тем природным объектом, в котором и
зародилась тогда еще примитивная, но уже вполне дееспособная
жизнь. Это стимулировалось и тем обстоятельством, что только в
мелких порах реголита благодаря их большой сорбционной актив-
ности и повышенным капиллярным давлениям, концентрация эле-
ментоорганических соединений могла достигать уровня, необходи-
мого для синтеза более сложных органических веществ (в морских
бассейнах эти соединения оказались бы слишком разбавленными).
Таким образом, есть основание полагать, что первая жизнь на
Земле зародилась в пропитанном водой и элементоорганически-
ми соединениями первозданном грунте на рубеже катархея и ран-
него архея, около (4,0—3,9) • 109 лет назад, т.е. в период, опреде-
ленный приливным взаимодействием Луны с Землей.
Под влиянием конвективных течений в перегретом веществе
верхней мантии молодая и тонкая базальтовая литосфера вскоре
оказалась разбитой на большое количество движущихся относи-
тельно друг друга мелких пластин. Следовательно, возможно, что
около 3,8 • 109 лет назад уже появились первые пологие срединно-
океанические хребты и рифтовые зоны, в которых начала форми-
роваться базальтовая океаническая кора. В связи со сравнительной
легкостью базальтовых пластин они не могли тогда глубоко по-
гружаться в более плотную ультраосновную мантию, поэтому в
архее зоны субдукции формировались в исключительных случаях.
Их роль тогда выполняли зоны торошения базальтовых литосфер-
ных пластин, повторное переплавление которых в перегретой ман-
тии способствовало образованию магм среднего и более кислого
состава. Они вместе с остатками базальтовых пластин, вероятно,
11 сформировали в бывших зонах торошения архейские гранито-
зсленокаменные пояса древнейших участков континентальной
КоРЫ. Следовательно, момент начала формирования континенталь-
ной коры на Земле также был предопределен лунно-земными при-
ливными связями.
После насыщения первозданного грунта водой она затем стала
Накапливаться и на поверхности Земли в лужах, мелких водоемах.
115
Однако уже приблизительно через 200 млн лет после начала дегд
зации (т.е. около 3,8 • 109 лет назад) воды на земной поверхности
скопилось столько, что стали возникать первые, правда, сравдд
тельно мелководные морские бассейны. Эти молодые моря еще
были изолированы друг от друга, но в них уже начали отлагаться
древнейшие осадочные породы.
Одновременно с водой из мантии дегазировались «кислые
дымы», содержащие хлор, фтор, бор, йод, серу, диоксид, оксид
углерода и другие химически активные компоненты. Попадая в
атмосферу и гидросферу, эти элементы и соединения вступали в
реакции с водонасыщенными вулканическими породами и, раз.
рушая их, образовывали легкорастворимые соли и карбонаты
поступавшие затем в воды молодых морей. Поэтому вода ранне-
архейских морей уже должна была быть соленой, хотя ее химиче-
ский состав мог заметно отличаться от современной океанской воды.
Таким образом, можно уверенно утверждать, что только в ка-
тархее и в начале раннего архея лунные приливы существенно
влияли на тектоническое развитие Земли; начиная с позднего архея
и тем более в протерозое воздействие Луны на тектоническое раз-
витие Земли уже практически полностью прекратилось.
Очень важно иметь в виду, что возникновение Луны на близ-
кой околоземной орбите существенно ускорило тектоническое
развитие Земли. Если бы у нашей планеты не было массивного
спутника, Земля, скорее всего, подобно Венере, медленно вра-
щалась бы в обратную сторону и также задержалась бы в своем
тектоническом развитии на 2,5 —3 млрд лет. В таком варианте сей-
час на Земле господствовали бы условия позднего архея с плот-
ной углекислотной атмосферой (с давлением до 3 — 4 атм) и вы-
сокими температурами (не менее 90—100 °C), а вместо современ-
ной высокоорганизованной жизни Землю населяли бы только
примитивные одноклеточные прокариоты.
5.3. Процесс плотностной дифференциации Земли
и архейская палеогеография
После появления в науках о Земле тектоники литосферных плит
стало ясно, что в настоящее время наращивание массы конти-
нентальной коры в основном происходит в зонах поддвига плит
благодаря переплавлению в них океанической земной коры. На
ранних этапах геологического развития Земли континентальная
кора могла формироваться и благодаря процессу прямой дифф6'
ренциации земного вещества, например, при частичном или пол-
ном его плавлении в условиях верхней мантии. Но в обоих вариан-
тах выделение континентальной коры могло начаться только ®
том случае, когда в недрах Земли стали развиваться мощные энер'
116
_.ческие процессы, приведшие к возбуждению тектономагма-
Г^еской активности нашей планеты.
Начало плотностной дифференциации Земли
диализируя причины возникновения первичной тектономаг-
матической активизации Земли, В. Е. Хайн справедливо отмечал,
что интенсивная гранитизация на рубеже около 4 млрд лет назад
/п0 последним и более надежным определениям — 3,8 млрд лет
назад), вероятно, была стимулирована внешними по отношению
к Земле причинами, поскольку крупные аналогичные тектони-
ческие события разыгрались в то же время и на Луне. Возможно,
что именно в эту эпоху впервые сформировалась астеносфера,
игравшая в дальнейшем исключительно важную роль в тектони-
ческой жизни Земли. Возникновение первой в истории Земли
эпохи гранитизации В.Е. Хайн объясняет результатом плавления
и дифференциации первичной базальтовой коры или ее метасо-
матическими преобразованиями при дефлюидизации ювенильной
мантии.
Такой внешней причиной возбуждения тектономагматической
активности Земли могло послужить «накачивание» приливной
энергии в возникшую около 4 млрд лет назад земную астеносфе-
ру, поскольку именно ее образование и быстрое расширение с
возможным сильным перегревом астеносферного вещества долж-
но было послужить реальным толчком к началу развития главного
энергетического процесса на Земле — химико-плотностной диф-
ференциации земного вещества.
Таким образом, начало процесса выделения земного ядра пра-
вомерно связывать с моментом резкого усиления приливного
взаимодействия Луны с Землей, т.е. с началом второго этапа ус-
коренного отодвигания Луны от Земли на рубеже катархея и ар-
хея. Именно этому этапу соответствовала вторая интенсивная
бомбардировка лунной поверхности крупными космическими те-
лами — спутниками и микролунами, «выметавшимися» тогда из
околоземного пространства ускоренным отодвиганием Луны от
Земли. Начало этих катастрофических событий на Луне, судя по
определению абсолютных возрастов лунных базальтов, датирует-
ся приблизительно 4,0 • Ю9 лет назад. Поэтому процесс выделения
земного ядра начался примерно в то же время.
Возраст достоверно определенных наидревнейших земных гор-
дых пород — фрагментов первичной и древнейшей земной коры —
Не превышает 3,7- 109—3,8-109 лет. Обращает на себя внимание
полный «провал памяти» в геологической летописи Земли от мо-
мента ее образования около 4,6 • 109 лет назад до упомянутого воз-
дета 3,8-109 лет. Это можно объяснить только тем, что молодая
емля первоначально в течение около 600—800 млн лет действи-
117
тельно была сравнительно холодной и в ее недрах тогда не разв^.
вались процессы дифференциации, приводящие к выплавлена^
легких коровых пород (базальтов, анортозитов или плагиограц1к
тоидов). После начала процесса выделения земного ядра, когда
Земля прогрелась настолько, что в ее недрах появились первые
расплавы, а возникшие конвективные течения сломали перво,
зданную литосферную оболочку, на земной поверхности появи-
лись и первые изверженные коровые породы. При этом вся перво-
зданная литосфера, по существу являвшаяся аналогом примитив-
ных океанических литосферных плит, должна была быстро и пол-
ностью погрузиться в мантию. Полному уничтожению ее следов
на поверхности молодой Земли способствовало и то обстоятель-
ство, что первозданная литосфера была сложена богатым желе-
зом и тяжелым (до 4 г/см3) первичным веществом, а плотность
верхней мантии после начала процесса выделения ядра и ее диф-
ференциации стала быстро снижаться (до 3,5 —3,6 г/см3). Извер-
женные породы, в ту пору представлявшие собой крайние диф-
ференциаты земного вещества основного состава, должны были
быть значительно более легкими (с плотностью около 2,9-
3,0 г/см3). Поэтому они сохранились, сформировав на поверхнос-
ти Земли древнейшие участки земной коры.
Совокупность приведенных аргументов позволила с большей
уверенностью утверждать, что процесс выделения земного ядра
начался где-то около 4 млрд лет тому назад, а тектономагматиче-
ская активность Земли заметно проявилась на ее поверхности уже
через 200 млн лет (т.е. около 3,8 • 109 лет назад) в виде возникно-
вения древнейших изверженных пород, первой воды и осадков, а
также начала формирования земной атмосферы. К тому же пе-
риоду, вероятнее всего, относится появление первых и наиболее
примитивных форм жизни на Земле.
Согласно модели Сорохтина—Ушакова, первая астеносфера на
Земле могла возникнуть где-то в низах верхней мантии только в
результате частичного плавления силикатов. Но существовавшие
тогда интенсивные приливные возмущения за счет концентрации
приливной энергии в слоях пониженной добротности должны были
поднять температуру в астеносферном слое еще выше, вплоть №
плавления свободного железа, возбудив тем самым в слое первич-
ной астеносферы процесс плотностной дифференциации земно-
го вещества.
Как только содержавшееся в веществе молодой Земли свобод-
ное железо (а его начальная концентрация достигала 13,1 %) ста'
ло плавиться, процесс дальнейшей дифференциации земного в£'
щества уже смог распространяться в верх и в глубь Земли сам0'
произвольно, только за счет высвобождения гравитационной энер'
гии дифференциации земного вещества. Процесс этот устойчив11
может поддерживаться в незатухающем режиме.
g верхней мантии температура плавления силикатов существенно
«же температуры плавления железа и его оксидов, а легкоплав-
кий состав Fe2O при господствующих в этой геосфере давлениях
к е не образуется. Поэтому первичная дифференциация земного
е1дества на этих уровнях могла протекать либо по механизму об-
БаТной флотации (погружение твердых фаз железа и его оксидов
церез слой расплавленных силикатов), либо по механизму зонной
плавки.
Термодинамический расчет процесса зонной плавки в верхней
мантии молодой Земли показывает, что процесс этот сопровож-
дался выделением значительной гравитационной энергии благо-
даря сепарации плотного железа от сравнительно более легких
силикатов. Высвобождавшаяся таким путем энергия полностью
обеспечивала самоподдерживание и развитие этого процесса в
пределах всей верхней мантии. Приливная энергия, рассеивавшаяся
тогда в зонах плавления вещества, лишь ускоряла и усиливала
процесс зонной плавки. Поэтому весьма вероятно, что в раннем
архее процесс зонной плавки действительно развивался в верхней
мантии молодой Земли и привел к выплавлению наиболее древ-
них порций континентальной коры анортозитового или базальто-
идного состава. В более глубоких частях мантии, где температура
плавления силикатов существенно превышала температуру плав-
ления железа, дифференциация земного вещества могла проис-
ходить только за счет простой сепарации расплавленного железа
от твердых силикатов. Процесс зонной дифференциации земного
вещества должен был сопровождаться возникновением в этой же
части мантии (уже прошедшей первичную дифференциацию)
интенсивной тепловой конвекции.
Процесс зонной сепарации расплавленного железа от сили-
катной матрицы земного вещества не мог распространяться глуб-
же некоторого предельного уровня, начиная с которого высво-
бождавшейся гравитационной энергии уже не хватало для под-
держания незатухающего режима развития процесса. Очевидно,
Для обеспечения самоподдерживаюшегося развития процесса не-
обходимо было, чтобы выделявшаяся при этом энергия была дос-
таточной для прогревания вещества нижележащей среды до уров-
Ня расплавления содержащегося в нем металлического железа.
Процесс дифференциации исходного земного вещества по ме-
Ханизму зонной сепарации расплава металлического железа от
Гликатов мантии хорошо объясняет исключительно важную и
°ЧеНь интересную особенность мантийного магматизма в архее —
^плавление в то время перегретых коматиитовых лав.
В результате перехода процесса первичной дифференциации
еМцОго вещества от сепарации металлического железа к выделе-
ИЮ его оксидов и возникновению в мантии химико-плотност-
Конвекции перегрев мезосферы и верхней мантии должен был
1 1 п
достаточно быстро снизиться с выравниванием температуры
адиабате в соответствии с температурой плавления «ядерного(
вещества Fe2O на глубине развития процесса дифференциации &
данный момент времени. Этот теоретический вывод неплохо со.
ответствует эмпирическим данным о достаточно быстром исчез,
новении высокотемпературных коматиитов в конце архея.
Рассмотрим некоторые глобальные характеристики развит^
процесса зонной дифференциации земного вещества. Обращав
на себя внимание вывод, что образование в недрах Земли сферц.
ческого слоя, заполненного плотной жидкостью и окружавшей
собой менее плотную, но очень жесткую центральную «сердцеви.
ну», приводит к возникновению ситуации гравитационной неус.
тойчивости во всей планете. При этом простого стекания распла-
вов к центру планеты не происходило по двум причинам. Во-пер.
вых, потому что вязкость холодной «сердцевины» молодой Земли
была исключительно высокой и, во-вторых, скорость продвюц.
ния вниз фронта дифференциации в механизме зонной сепара-
ции железа и тем более расплавов Fe-FeO заметно превышает ско-
рость образования каплевидных структур. Кроме того, распад
металлического железа ниже критического уровня 1900 км пол
ностью кристаллизуется, превращаясь в твердое вещество. Поел
начала действия механизма сепарации оксидов железа и норма
лизации температуры мантии существование расплавленного же
леза в недрах Земли вообще полностью исключалось.
Каким же образом тогда разрешалась отмеченная выше ситуа-
ция гравитационной неустойчивости в Земле? Только единствен
ным способом — путем выталкивания стекающим к центру «ядер
ным» веществом жесткой сердцевины Земли к ее поверхности, я
это показано на рис. 29. Однако постепенного выталкивания холоп
ной сердцевины молодой Земли к ее поверхности по мере развитк
процессов дифференциации земного вещества происходить той
не могло. Объясняется это существенной неравномерностью пр
грева молодой Земли. Действительно, после захвата Протолуй
образования Луны и дальнейшей эволюции ее орбиты в катар»
основная доля приливной энергии, а она была огромной — око;
(4—5)-1037 эрг, выделилась преимущественно в экваториалы#
кольцевом поясе Земли. В результате к началу архея Земля в низ#
широтах оказалась разогретой в заметно большей мере, чем в пр
полярных секторах. Поэтому первая астеносфера и связанная с Н1
зона сепарации железа должны были возникнуть именно под э$
ториальным поясом нашей планеты (см. рис. 29, Л).
Отсюда следует, что в самом начале архея (около 4,0 —3,8 МЙ
лет назад) кольцевой слой плотных расплавов «ядерного» вей
ства мог существовать и окружать собой холодную и же(
кую (?) > Ю30) сердцевину молодой Земли только со стороны
экваториального пояса, тогда как через полярные секторы roiaf
Рис. 29. Последовательные этапы (А — Г) развития процесса зонной диф-
ференциации земного вещества и формирования плотного ядра Земли.
Черным цветом показаны расплавы железа и его оксидов; белым — мантия,
обедненная железом, его оксидами и сидерофильными элементами; черточка-
ми — первичное земное вещество; радиальной штриховкой — континентальные
массивы
ты, также сложенные холодным и жестким первичным земным
Веществом, эта сердцевина оказывалась фиксированной в центре
Земли. В дальнейшем в течение почти всего архея зонная диффе-
ренциация земного вещества уже подпитывалась в основном только
гравитационной энергией, но продолжала развиваться как бы по
Наследству все в том же приэкваториальном поясе Земли, хотя
Положение ее самой по отношению к оси вращения могло ме-
няться в связи с изменениями распределения масс в теле планеты.
Г/звестно, что свободное (инерционное) вращение тела может
оьггь устойчивым и стационарным только в том случае, когда ось
ег° вращения совпадает с осью максимального или минимально-
г° значения главного момента инерции тела. Но с изменением
121
распределения масс в теле меняется и его момент инерции,
также появляются дополнительные и неуравновешенные центре,
бежные силы, действующие на это же тело. Поэтому и тело Земли
под влиянием возникших в процессе дифференциации ее веще.
ства центробежных сил должно было повернуться так, чтобы наи-
более плотные и удаленные от центра тяжести планеты массы
земного вещества располагались на ее экваториальной плоскости.
Только в этом случае ось максимальной компоненты главного
момента инерции Земли совпадает с осью ее вращения (см. рис.
29, Б) и само вращение становится устойчивым.
Оценки показывают, что около 2,9 —2,8 млрд лет назад у Зем-
ли началось формирование плотного ядра. Причем, раз начавшись,
процесс должен был развиваться лавинообразно и достаточно
быстро, поскольку разность плотности между «ядерным», т.е. же-
лезным, и первичным недифференцированным земным веществом
достигала 3 — 3,5 г/см3, а к концу архея в кольцевой зоне диффе-
ренциации уже скопилась большая масса тяжелых оксидно-же-
лезных расплавов (до 15 —17 % от массы самой Земли). Скорость
развития этого процесса в ту пору сдерживалась только высокой
вязкостью первичного вещества бывшей земной сердцевины, ра-
стекавшегося по активному поясу верхней мантии под влиянием
гигантских избыточных давлений, действовавших на эту сердце-
вину со стороны формировавшегося тогда ядра Земли. Тем не ме-
нее очень вероятно, что весь процесс формирования земного ядра
по предложенной схеме занял не более 100—200 млн лет.
Если описываемый процесс выделения земного ядра действи-
тельно происходил в конце архея, то он должен был сопровождать-
ся выделением огромной дополнительной энергии около 1 • Ю37 эрг
и возникновением в мантийном поясе интенсивных конвективных
течений, полностью перестроивших весь существовавший до того
тектонический план литосферной оболочки Земли. Уже в самом позд-
нем архее должна была возникнуть одноячеистая конвективная струк-
тура с одним восходящим потоком над местом всплытия бывшей
сердцевины Земли и одним нисходящим потоком над участками стока
«ядерного» вещества. Поэтому есть все основания полагать, что именно
над этим нисходящим мантийным потоком на рубеже архея и про-
терозоя около 2,6-109 лет назад образовался и первый в истории
суперконтинент, названный Моногеей.
Учитывая сказанное, весьма интересно связать описанную гео-
динамическую катастрофу с наиболее выдающейся эпохой кено-
ранского тектономагматического процесса, завершившего собой
архейский этап развития Земли, в результате которого возникла
Моногея. Смещением первозданной сердцевины Земли к перифе'
рии и заполнением центральных областей нашей планеты «ядер'
ным» веществом завершилась первая и наиболее бурная стадий
формирования земного ядра (см. рис. 29, Г).
(Интересно отметить, что в начале этой стадии, около 2,7 —
7 6 млрд лет назад, под влиянием избыточных давлений, действо-
вавших со стороны формирующегося ядра на бывшую земную серд-
цевину, последняя должна была не только всплыть к поверхности
Земли, но и высоко (на многие километры) подняться над ней
ШМ- рис- 29, В). В свою очередь это должно было привести к новому
изменению ориентации и величины главного момента инерции
Земли. После возникновения новой ситуации ось наибольшей ком-
поненты этого момента уже должна была ориентироваться пер-
пендикулярно к плоскости, проходящей через центры тяжести
выжатой к периферии сердцевины Земли и ее «плотных секторов»
с еще сохранившимся в них первичным веществом. Поэтому есть
основания полагать, что и суперконтинент Моногея начал фор-
мироваться в низких широтах (рис. 30).
Рис. 30. Реконструкция Моногеи на время около 2,5—2,4 млрд лет назад
в проекции Ламберта:
1 ~~ тиллиты и тиллоиды; 2 — консолидированная континентальная кора. Стрелкой
Показано направление ледниковой штриховки; белым цветом обозначена область
Покровного оледенения. Ав — Австралия; САм и ЮАм — Северная и Южная
Берика; Ан — Антарктида; ЗАф — Западная Африка; Аф — Африка; Ев —
Европа; Ин — Индия; К — Северный и Южный Китай; Сб — Сибирь
123
Итак, в архее выделяются два периода повышенной конве^,
тивной, а следовательно, и тектонической активности Земли. Пер,
вый из них, связанный с зонной дифференциацией металличе,
ского железа, приходится на самое начало архея. Конвективный
массообмен в то далекое время имел в основном тепловую при,
роду и охватывал собой только верхнюю мантию и переходный
слой Голицына, поскольку фронт дифференциации земного ве-
щества за первые 500 млн лет геологического развития Земдц
успел погрузиться до глубин около 700 км. Поэтому первый
всплеск конвективной (и тектонической) активности Земли воз-
ник не столько благодаря большой скорости выделения энергии
дифференциации, сколько из-за того, что вся эта энергия тогда
рассеивалась в малых объемах верхней мантии и переходного слоя.
В связи с этим существовавшие в раннем архее конвективные
структуры неизбежно должны были быть мелкими, не превыша-
ющими по своим размерам нескольких сотен километров. При-
чем развивалась конвекция тогда только под низкими широтами
Земли (см. рис. 29).
Второй период резко повышенной конвективной и тектоно-
магматической активности Земли был связан с процессом зон-
ной дифференциации более легкоплавких сплавов железа с его
октетами. Второй всплеск активности продолжался приблизитель-
но от 3,2 до 2,6 млрд лет назад, но на этот раз он стимулировался
уже значительным повышением скорости выделения «ядерного»
вещества и пропорциональным этому увеличением скорости гене-
рации гравитационной энергии дифференциации (см. рис. 22, 23).
Размеры конвективных ячеек в раннем—среднем архее должны
были существенно возрасти, достигнув, может быть, первых ты-
сяч километров, но все равно в течение большей части той эпохи
одноячеистых структур еще формироваться не могло. К тому вре-
мени пояс конвекции уже расширился и занял меридиональное
положение (см. рис. 29).
Новое проявление эндогенной активности
После окончания процесса выделения плотного земного ядра
на рубеже архея и протерозоя Земля перешла к новому этапу про-
явления эндогенной активности — к главной последовательности
тектонического развития нашей планеты. На этом этапе основ-
ным механизмом — двигателем глобальной эволюции Земли ста-
новится процесс бародиффузионной дифференциации мантий-
ного вещества. Благодаря этому механизму в протерозое и фане-
розое продолжался плавный рост оксидно-железного ядра (ег°
масса за это время увеличилась приблизительно на 37 %), а в ос-
таточной силикатной мантии развивался процесс нестациоиар'
ной химико-плотностной конвекции.
124
Процесс конвективного массообмена в мантии регулируется
ействием сильных положительных и отрицательных обратных
связей в системе. Примером положительных связей может служить
зависимость скорости'конвекции от теплогенерации: с повыше-
ррем температуры мантии экспоненциально уменьшается вязкость
ее вещества и соответственно возрастает скорость химико-плот-
ростной конвекции. Одновременно увеличивается скорость диф-
фузии оксидов железа из кристаллов силикатов в межгрануляр-
pbie пространства и, следовательно, скорость перехода «ядерно-
го» вещества в земное ядро, а это приводит к возрастанию плот-
ностных неоднородностей в мантии и к новой активизации ман-
тийного массообмена.
Сильная отрицательная обратная связь возникает за счет теп-
лопотерь Земли. Так, с увеличением скорости конвективного мас-
сообмена возрастают тепловые потоки через океанское дно, уве-
личиваются общие потери тепла Землей, благодаря этому умень-
шается температура мантии, повышается вязкость ее вещества, а
это в свою очередь приводит к снижению конвективного массо-
обмена в мантии. Другой механизм отрицательной обратной связи
заложен в самом процессе бародиффузионной дифференциации
мантийного вещества. Действительно, диффузия оксидов железа
из кристаллов силикатов в межгранулярные пространства проис-
ходит только в нижней мантии на глубинах, превышающих 2000 км.
Поэтому чем выше скорость конвекции, тем меньшее время ман-
тийное вещество будет пребывать в деятельном слое нижней ман-
тии и меньше за это время «ядерного» вещества успеет диффун-
дировать из кристаллов силикатов и перетечь в земное ядро, а
замедление процесса дифференциации неизбежно приведет к сни-
жению скорости и самой конвекции.
Таким образом, «тепловая машина» Земли представляет собой
открытую нелинейную диссипативную систему с обратными свя-
зями. Но в таких системах возможна самоорганизация геодинами-
ческих процессов с возникновением устойчивых осредненных со-
стояний системы. Однако химико-плотностная конвекция в ман-
тии по своей природе нестационарный процесс с постоянно ви-
доизменяющейся структурой конвективных ячеек. Поэтому следу-
ет ожидать, что самоорганизация конвективных течений в ман-
тии постоянно будет нарушаться нестационарностью процесса. Тем
Не менее равновесные состояния, соответствующие минимальным
значениям рассеиваемой в мантии энергии (при заданной скоро-
сти генерации эндогенной энергии), время от времени должны
были возникать.
К таким квазиустойчивым состояниям относятся последова-
тельно возникающие друг за другом одноячеистые и двухъячеи-
стые конвективные структуры. (Численное моделирование хими-
°~Плотностной конвекции подтвердило это предположение.)
125
Идущее из мантии глубинное тепло в основном выделяет^
через океанические литосферные плиты и оно обратно пропор.
ционально корню квадратному из средней продолжительности
жизни литосферных плит.
При отсутствии разогрева или охлаждения мантии средняя ско-
рость конвективного массообмена в этой геосфере на больших
интервалах времени остается постоянной, хотя ее флуктуации
связанные с перестройками структуры конвективных ячеек, мо-
гут быть весьма заметными. Если мантия после архейского пере-
грева постепенно остывает, то соответственно будет снижаться и
средняя скорость конвекции, а следовательно, столь же посте-
пенно станут возрастать и периоды полных конвективных циклов
массообмена в мантии. В противоположном случае разогрева ман-
тии конвективный массообмен в этой геосфере ускоряется. Отсю-
да следует важный геодинамический закон: энергетический ба-
ланс Земли в среднем стабилизирует развитие конвективных про-
цессов в мантии.
Периоды конвективных циклов пропорциональны массе ман-
тии. Масса мантии после образования земного ядра в конце ар-
хея постепенно уменьшалась за счет выделения из нее «ядерно-
го» вещества и роста самого ядра. Со временем это обстоятель-
ство могло приводить к постепенному сокращению продолжи-
тельности конвективных, а следовательно, и тектонических цик-
лов. Как происходило в действительности и какой из факторов
(остывание мантии или уменьшение ее массы) был определя-
ющим, можно установить только по геологической летописи Зем-
ли. Так, моменты формирования суперконтинентов Моногея,
Мегагея, Мезогея и Пангея можно сопоставлять с временами
завершения кеноранской, свекофеннской, гренвильской и гер-
цинской тектонических эр (орогений), соответственно 2600 ± 100;
1800 ± 100; 1000 ± 70 и 230 ± 10 млн лет назад. Если это так, то
периодичность формирования суперконтинентов в докембрии
была равна 800 ± 100, а на рубеже с палеозоем — 770 ± 70 млн
лет. Как видно, периодичность мегациклов в послеархейское время
с точностью до определения возрастов орогений сохранялась
приблизительно постоянной.
Следовательно, эффект остывания мантии в реальных усло-
виях почти полностью компенсировался уменьшением ее мас-
сы, стабилизируя тем самым периодичность тектонических со-
бытий на Земле. Однако в будущем благодаря истощению
энергетических запасов Земли и замедлению процесса дифф6'
ренциации мантийного вещества фактор остывания мантии нач-
нет играть более важную роль, в результате чего существенно
замедлится конвективный массообмен в мантии и значительно
увеличится продолжительность каждого последующего тектони-
ческого мегацикла.
126
С постепенным угасанием бародиффузионного механизма диф-
енциапии мантийного вещества за счет исчерпания запасов
Ф „„иного» вещества в мантии постепенно должна снижаться ин-
нсивность и мантиинои конвекции. Согласно расчетам, актив-
те „ть конвективного массообмена, определяемая рассеиваемой в
Нянтии энергией, в настоящее время по сравнению с пиком в
аннем архее уменьшилась приблизительно в 12 раз, а по сравне-
нию с позднеархейским пиком — в 7 раз. Начиная с раннего про-
тероз°я удельное значение рассеиваемой в мантии энергии умень-
шилось еще приблизительно в 2,5 — 3 раза.
Как уже отмечалось, архейская история завершилась форми-
рованием у Земли настоящего плотного ядра и возникновением в
ее мантии мощнейшей одноячеистой конвективной структуры.
Поэтому за начало отсчета послеархейской геологической исто-
рии, отвечающей главной последовательности развития Земли,
удобно принять именно этот естественный рубеж — момент окон-
чательного формирования в недрах нашей планеты тяжелого ядра
около 2,6 109 лет назад. Такое допущение оправдано еще и тем,
что в конце архея уже сформировалась одна из форм нормального
режима развития конвективного массообмена в мантии, возбуж-
даемого' бародиффузионным механизмом дифференциации зем-
ного вещества, характерного именно для всего послеархейского
этапа эволюции Земли. Рубеж этот наиболее четко фиксируется в
геологической летописи, поскольку с ним связано изменение ме-
ханизмов формирования континентальной коры и, кроме того,
ему непосредственно предшествовал мощнейший тектонический
процесс образования первого в истории Земли суперконтинента
Моногеи (2,8-109 лет назад).
Путем сопоставления численных расчетов для архейского и
послеархейского интервалов времени можно оценить, что начи-
ная с 3,8 • 109 до 2,7 • 109 лет назад в архейской мантии должно
было существовать около 16 полных конвективных циклов. При
этом периоды таких циклов менялись от 20 — 50 млн лет в начале
архея до 200 млн лет в конце.
Несмотря на приближенность оценок, общая закономерность
изменения конвективных циклов и продолжительности периодов
Полных конвективных циклов, по-видимому, правильно передает
Картину развития конвекции в архее и послеархейское время.
° частности, из этих оценок вытекает, что в раннем архее могли
Формироваться только мелкие конвективные ячейки с короткими
Пиклами. При этом в связи с мелкомасштабностью раннеархей-
сКой конвекции (порядка сотен километров) отдельные циклы
в° времени перекрывались друг другом, создавая тем самым про-
псе, состоящий из непрерывной череды пульсирующих и не
коррелируемых по отдельным ядрам циклов растущих континен-
Ов- Соответственно этому и многочисленные тектонические цик-
127
лы раннего архея на древнейших ядрах разных континентов со3л
ли мозаичную картину проявлений отдельных и не синхрон^'
друг с другом всплесков тектонической активности.
5.4. Изменение средних скоростей перемещения
литосферных плит и глубины океана в истории Земли
После появления теории тектоники литосферных плит стал0
ясно, что наглядной оценкой средней тектонической активности
Земли как меры движения совокупности литосферных плит мо-
жет служить скорость их относительного перемещения. Однако
наиболее общей, удобной и физически обоснованной оценкой
тектонической активности Земли, по-видимому, следует считать
ее энергетическую меру, определяемую в конечном итоге иду.
щим из мантии глубинным тепловым потоком. Любые перемегце-
ния земных масс и магматические преобразования вещества, при-
водящие к тектонической активности нашей планеты, в конце
концов преобразуются в тепло и теряются Землей с ее тепловым
излучением. Именно поэтому такой глубинный поток может слу-
жить естественной мерой тектонической активности Земли.
Известно, что основная часть идущего из мантии глубинного
тепла теряется через океанические плиты. В настоящее время эта
доля составляет 90 %, а в прошлые геологические эпохи она была
еще более высокой. Следовательно, можно считать, что после воз-
никновения эндогенной тектонической активности Земли пара-
метр глубинного теплового потока прежде всего и всегда характе-
ризовал собой режимы формирования и разрушения океаниче-
ских литосферных плит.
Как отмечалось ранее, через параметр глубинного теплового
потока можно найти среднюю скорость движения всей совокуп-
ности.
Эволюция средней скорости движения океанических литосфер-
ных плит представлена на рис. 31. Как видно из этого графика, 8
раннем архее наблюдался резкий всплеск активности и скорость
движения плит достигала 100—300 см/год, т.е. в 20—60 раз пре-
вышала их современную скорость движения. В позднем архее ско-
рость взаимного перемещения плит должна была быть еще боль-
шей — около 350—400 см/год, т.е. почти в 70—80 раз больше11'
чем сейчас. Начиная с раннего протерозоя скорость движения пли1
последовательно снижалась с 40 — 50 см/год до ее современного
значения — около 5 см/год. Снижение средней скорости двиЖе'
ния плит будет происходить и далее вплоть до того момента, ког'
да благодаря увеличению мощности океанических плит и их тре'
нию друг о друга оно не прекратится вообще. Однако произойди
это, по-видимому, только через 1 — 1,5 млрд лет.
1 OQ
Рис. 31. Эволюция средней скорости движения океанических
литосферных плит
Во всех приведенных построениях использовались лишь осред-
ненные характеристики тектонической активности Земли и не
учитывались ее периодические колебания. Такие колебания ин-
тенсивности конвективного массообмена в мантии и скоростей
движения литосферных плит в реальных условиях, вероятно, имели
место. Так, по данным возрастной идентификации полосчатых
магнитных аномалий на океанском дне, получается, что средняя
скорость движения Тихоокеанской плиты в позднем мелу была
почти в полтора раза выше современной, а в миоцене, наоборот,
заметно ниже современного уровня.
Мантийная конвекция — нестационарный процесс, все время
сопровождающийся структурными перестройками. Теоретические
выводы и эксперименты на ЭВМ подтверждают возникновение
одноячеистых конвективных структур в мантии, которое сопро-
вождалось некоторым усилением общего конвективного массооб-
мена, а следовательно, и скорости движения плит. Но при воз-
никновении одноячеистых конвективных структур в мантии фор-
мируются единые суперконтиненты. Следовательно, можно пред-
положить, что в моменты их формирования, т.е. приблизительно
2,6; 1,8; 1,1 и 0,3 млрд лет назад, наблюдались и соответствующие
всплески тектонической активности Земли.
Определение глубинного теплового потока позволяет рассчи-
тать и другие важные характеристики тектонической активности
Земли, определяющие периодизацию основных этапов ее развития.
Одна из таких характеристик — упоминавшаяся выше средняя
Продолжительность жизни океанических плит. Другая характери-
стика — средняя мощность (толщина) литосферных плит к момен-
ту Их деструкции — погружения в мантию по зонам субдукции.
Принимая во внимание тот факт, что современная средняя
Продолжительность жизни океанических плит приблизительно
5 Свиточ 129
Рис. 32. Эволюция строения океанических литосферных плит и среднее
время их нахождения на поверхности Земли:
7 — среднее время жизни плит; 2 — мощность океанической коры; 3 — критическая
толщина литосферных плит, определяющая возможность погружения в мантию
более мощных плит; 4 — мощность океанических плит в конце их среднего времени
жизни; 5 — мощность базальтового слоя
равна 120 млн лет, а их толщина — 80 км, оказывается, что в
позднем архее мощность литосферных плит снижалось до 14 км, а
время жизни океанических плит оказывалось исключительно ма-
лым — всего 4 млн лет. Незначительными были эти параметры и в
раннем архее: толщина — 20—30 км, средняя продолжительность
жизни — 10—15 млн лет (рис. 32).
Однако в середине архея, около 3,3—3,1 млрд лет назад, на-
блюдалось некоторые ослабление тектонической активности Зем-
ли и образование более стабильных океанических плит толщиной
(мощностью) 60 км и временем их существования на поверхно-
сти Земли 50—60 млн лет. В то время скорость движения лито-
сферных плит снизилась. X. Поллак, анализируя данные по поро-
дам-геотермометрам, определил время жизни океанических плит
в среднем по архею приблизительно равным 10—20 млн лет, что
весьма близко к приведенным оценкам.
Уменьшение тектонической активности в середине архея объяс-
няется тем, что именно в то время фронт зонной дифференциа-
ции земного вещества подошел к глубинам около 800— 1000 кМ,
где существенно возросла разность между температурой плавле-
ния металлического железа и геотермой Земли. В результате, на-
чиная со времени приблизительно 3,4 • 109 лет назад, значитель-
но
часть гравитационной энергии, освобождавшейся при сепа-
# пИИ расплавов железа от силикатов, стала расходоваться не толь-
Р на возбуждение конвективных движений в верхней мантии (т. е.
Кр только на тектоническую активность Земли), но и на прогрев
^джележашей и еще сравнительно холодной первозданной серд-
чевины молодой Земли.
Из глобальной модели эволюции Земли вытекает главное след-
ствие — четкое деление тектонического развития Земли и ее
палеогеографии на 4 крупных принципиально различных этапа:
। __ пассивный катархейский; 2 — исключительно активный архей-
ский; 3 — умеренно активный (спокойный) протерозойско-фа-
нерозойский; 4 — будущий этап тектонической смерти Земли.
ГЛАВА 6
ФОРМИРОВАНИЕ ГИДРОСФЕРЫ И АТМОСФЕРЫ
ЗЕМЛИ
6.1. Эволюция мантии Земли
В катархее молодая Земля была лишена гидросферы и атмосфе-
ры. Поэтому естественно предположить, что эти внешние весьма
подвижные геосферы возникли на Земле только благодаря ее де-
газации. Дегазация Земли могла начаться лишь после возникнове-
ния в ее недрах процессов дифференциации земного вещества и
появления первых признаков эндогенной тектонической актив-
ности на земной поверхности 4—3,8 млрд лет назад. Естественно
предполагать также, что дегазация Земли, а точнее ее мантии,
зависела не только от тектонической активности нашей планеты,
определяемой интенсивностью конвективных движений в мантии,
но и от ее химического состава. Поэтому рассмотрим основные
черты эволюции химического состава мантии.
Удаление железа, его соединений и других сидерофильных эле-
ментов (Fe; FeO; FeS; Ni) из исходного земного вещества в зоны
сепарации тяжелых фракций, как и дальнейший переход этих эле-
ментов из самой мантии в образовавшееся земное ядро, а легко-
подвижных элементов (Н2О; К2О; Na2O; СО2; N2 и др.) в земную
кору, гидросферу и атмосферу, должно сопровождаться соответ-
ствующими изменениями химического состава конвектирующей
мантии. По мере удаления из мантийного вещества тяжелой фрак-
ции («ядерного» вещества) относительная концентрация остав-
шихся в мантии элементов и оксидов возрастала.
Так, в раннем архее после удаления в процессе зонной диф-
ференциации всего железа из первичного вещества содержание
других элементов и оксидов в остаточной мантии повышалось. В про-
терозое и фанерозое, т. е. после начала функционирования баро-
диффузионного механизма дифференциации земного вещества,
остаточная концентрация элементов и соединений в мантии 6
результате перехода железа и его оксидов в ядро стала повй'
шаться. Суммарная концентрация «ядерного» вещества (в пер6'
счете на Fe2O) в мантии начиная с протерозоя со временем умеНЬ'
шалась.
Таким же путем менялась в послеархейской мантии концен^'
рация никеля, платиноидов, золота, сульфидов железа, свпнИ3,
132
дИ и некоторых других сидерофильных элементов, переходя-
щих в земное ядро.
После начала процесса дифференциации земного вещества в
аннем архее концентрация металлического железа в конвектиру-
Щщей мантии должна была быстро снизиться приблизительно до
оавновесной концентрации в силикатных расплавах. В позднем архее
в связи с переходом процесса дифференциации земного вещества
на сепарацию значительно более легкоплавких эвтектических спла-
вов Fe FeO и Fe2O концентрация металлического железа в кон-
вектирующей мантии вновь стала возрастать и к концу архея
(2,6- Ю9 лет назад) достигла уровня 5,5 %.
’ Связано это с тем, что в конце архея (после перехода процесса
дифференциации на сепарацию расплавов Fe • FeO) произошло
резкое снижение температуры конвектирующей мантии, в резуль-
тате чего плавление металлического железа уже стало невозмож-
ным, и поэтому полностью прекратился процесс его зонной се-
парации.
В течение всей докембрийской истории развития Земли в ман-
тии, а следовательно, и в рифтовых зонах Земли уменьшалось
содержание металлического железа — главного химического ре-
агента, активно поглощавшего кислород из гидросферы и ат-
мосферы. Лишь после почти полного исчезновения металличе-
ского железа из конвектирующей мантии в земной атмосфере
смог накапливаться вырабатываемый растениями (и фотодиссо-
циацией воды) кислород в количествах, достаточных для появ-
ления и нормального функционирования животных форм жизни
на Земле.
Непосредственная фильтрация летучих и подвижных элемен-
тов и соединений через плотное вещество мантии, характеризу-
ющееся вязкостью порядка т] ~ 1О20— 1023 П, без его плавления прак-
тически полностью исключается из-за чрезвычайной малости ко-
эффициентов диффузии в таком веществе: D ~ КГ21—КГ25 см2/с.
Следовательно, из мантии во внешние геосферы (континенталь-
ную кору, гидросферу и атмосферу) литофильные и летучие ком-
поненты могут переходить лишь по открытым глубинным разло-
мам и только вместе с излияниями базальтовых магм мантийного
происхождения.
Важно отметить, что сами процессы дифференциации лито-
фильных и дегазация летучих соединений становятся возможны-
ми только благодаря существованию в мантии конвективного мас-
сообмена, постоянно доставляющего к поверхности Земли в зоны
Развития дренирующих разломов все новые объемы мантийного
Щества, еще не потерявшие летучих и подвижных составляю-
щих и поэтому способных к сегрегации. Следовательно, скорость
ода Из манТии подвижных компонентов должна быть пропор-
°Нальной скорости конвективного массообмена в ней.
133
После начала развития в Земле процесса зонной сепарац^
металлического железа на рубеже катархея и архея около 4 • igs
лет назад химический состав конвектирующей мантии резко из.
менился благодаря удалению из ее вещества около 13 % металл^
ческого железа. С тех пор концентрация в мантии наиболее рас~
пространенных и малоподвижных оксидов SiO2; MgO; А12О3; СаО
закономерно повышалась. В настоящее время их концентрация ь
мантии приблизительно в 1,5 раза выше, чем в первичном земном
веществе. Концентрация такого подвижного соединения, как Na2Q
также несколько повышалась. Соединения Н2О, К2О и Rb2O вы-
носились в большей степени, поэтому их содержание в мантии со
временем уменьшилось приблизительно в два раза (если учиты-
вать диссоциацию воды, то для нее такой перепад может оказать-
ся существеннее). В еще большей мере (в несколько раз) сократи-
лись концентрации радиоактивных элементов U и Th в мантии.
Происходило это как за счет распада самих радиоактивных эле-
ментов, так и благодаря их преимущественному переходу в кон-
тинентальную кору. Начиная с середины архея со временем стала
уменьшаться и концентрация FeO.
Концентрация металлического железа в конвектирующей ман-
тии вновь стала возрастать лишь в позднем архее после падения
температуры верхней мантии ниже температуры плавления желе-
за, т.е. около 2,8 млрд лет назад. К моменту выделения земного
ядра в конце архея около 2,6 • 109 лет назад средняя концентрация
железа в мантии уже поднялась до 5,5 %. В дальнейшем она опять
стала плавно уменьшаться, а полностью металлическое железо
исчезло из мантии только около 0,5 млрд лет назад. Интересно
отметить, что это время близко совпадает с наиболее радикаль-
ным рубежом в истории развития жизни на нашей планете — ру-
бежом между протерозоем и фанерозоем, т. е. со временем появ-
ления царства животных и многоклеточных организмов в венде
около 0,6 млрд лет назад.
6.2. Дегазация мантии и гидротермальные процессы
Молодая Земля была лишена и гидросферы, и заметной атмо-
сферы, а все летучие элементы и соединения, входящие сейчас в
состав этих геосфер, тогда еще находились в ее недрах в связанном
состоянии. При этом дегазация Земли могла начаться только поел6
расплавления земного вещества в ее верхних слоях, возникновения
первых конвективных движений в верхней мантии и разрушения
первозданной литосферной оболочки, т.е. после начала тектоно'
магматической активности Земли около 4 • 109 лет назад.
Сам механизм первичной дегазации мантии, по-видимоМУ>
зависит от давления внутри летучих компонентов в силикатнЫ*
134
ппавах. В результате излившиеся на поверхность Земли мантий-
Рас расплавы, в основном базальты, а в архее и коматиитовые
^гмы вскипали, отдавая излишки летучих компонентов в атмо-
ЛеРУ- ПРИ этом часть летучих могла освобождаться и при вывет-
ивании изверженных пород после их разрушения в поверхност-
ных условиях. Один из главных механизмов дегазации воды — веро-
ятнее всего заметное снижение ее растворимости при охлаждении
и кристаллизации водородсодержащих силикатных расплавов.
В архее масса содержащихся в мантии летучих компонентов
возрастала пропорционально увеличению массы самой ман-
тии. В послеархейское время уже все летучие и литофильные соеди-
нения земных недр оказались сосредоточенными только в кон-
вектирующей мантии.
Оценивая интенсивность первичной дегазации Земли, необхо-
димо учитывать, что она происходила только с излияниями на
земную поверхность ювенильных базальтовых магм, в основном
поступающих через рифтовые зоны срединно-океанических хреб-
тов. Многочисленные гидротермальные источники в самих риф-
товых зонах, например, изливающиеся из так называемых «чер-
ных курильщиков», вовсе не являются ювенильными, так как вся
протекающая через них вода имеет океаническое происхождение.
Однако такие минерализованные источники могут создавать ил-
люзию ювенильных, что ошибочно. Оценка гидротермального
массообмена в самих рифтовых зонах срединно-океанических хреб-
тов показывает, что он равен около 70 км3/год. Следовательно,
вся масса океанической воды проходит через горячие источники
рифтовых зон примерно за 20 млн лет.
Оценки массы экзогенного водообмена в океанической коре
срединно-океанических хребтов оказываются в несколько тысяч
раз большими, чем современный уровень дегазации ювенильной
воды из мантии.
В настоящее время только за счет дегидратации пород океани-
ческой коры в зонах поддвига литосферных плит вторичная дега-
зация воды в островных дугах и на активных окраинах континен-
тов Андийского типа достигает 2,5 — 3 км3/год, что также прибли-
зительно в 10 раз выше современного уровня ювенильной дегаза-
ции воды. Всего за время жизни Земли таким путем через зоны
субдукции Земли прошло около 1,4 • 1025 г (14 млрд км3) воды, т. е.
приблизительно в 10 раз больше, чем ее содержится в современ-
ном океане. Отсюда ясно, что все без исключения наблюдаемые
Сеичас на земной поверхности горячие и минерализованные вод-
ные источники не являются ювенильными, а вода в них в конце
Концов поступает из гидросферы Земли. Так, например, в зонах
Поддвига плит дегидратация океанической коры сопровождается
ЫДелением воды и диоксида углерода, до этого попавших туда из
°Кеана.
Помимо главных летучих при вторичной дегазации заметку^
роль обычно играет водородное «дыхание», возникающее при тер
мической диссоциации воды на двухвалентном (силикатном) ^е'
лезе, при контакте мантийных расплавов и горячих пород с мор.
скими водами в рифтовых зонах срединно-океанических хребту
или в вулканах океанических островов.
Вторичное освобождение водорода и его дегазация могут про.
исходить также при гидротермальных процессах в среднетемпера-
турных зонах гидратации пород океанической коры, например
при реакциях серпентинизации или отальковывания железосодер’
жащих оливинов.
В гидротермальных источниках рифтовых зон часто обнарухи-
вается метан с заметными изотопными сдвигами по сравнению с
метаном морской воды или изотопным составом растворенного в
воде диоксида углерода. Это свидетельствует о протекании в гид-
ротермах абиогенной реакции синтеза метана за счет термической
реакции диссоциации океанической воды и растворенного в ней
диоксида углерода на железистых оливинах.
Весь образующийся в гидротермах метан только экзогенный.
На небольших глубинах мантии метан вообще неустойчив, по-
скольку он должен там окисляться кислородом, освобождающимся
в процессе формирования «ядерного» железистого вещества.
В океанских водах в заметных количествах (до 2,7 %о) содер-
жится сульфат, поэтому ассимиляция расплавами таких вод или
их реакция с горячими породами могут сопровождаться образова-
нием сероводорода. Благодаря исключительно высокому восста-
новительному потенциалу сероводорода сера вновь быстро связы-
вается с переходными металлами, образуя сульфиды, например
пирротин.
Исследователи гидротермальных процессов рифтовых зон при-
шли к заключению, что по крайней мере заметная часть сульфи-
дов «черных курильщиков» образуется за счет термальной суль-
фатредукции серы из морской воды.
В заключение напомним еще о существовании мантийного цикла
круговорота летучих элементов и соединений. Связано это с тем,
что в зонах субдукции может происходить неполная дегидратация
и декарбонатизация пород океанической коры. Поэтому часть ос-
тавшейся воды, диоксид углерода и других летучих и подвижных
элементов вместе с океаническими плитами погружаются в глу-
бины мантии и вновь включаются в общий конвективный массо-
обмен мантийного вещества. Поэтому при ближайшем рассмотри
нии и собственно мантийная дегазация Земли оказывается не чи-
сто ювенильной, а содержит в себе часть элементов и соедин6'
ний, повторно попадающих на земную поверхность.
Пока еще трудно достоверно оценить, какая часть дегазирУ6'
мых летучих и подвижных элементов действительно ювенильная,
какая часть была повторно захвачена в мантийный массообмен
0 только после этого вновь попала во внешние геосферы.
6.3. Формирование и эволюция гидросферы Земли
и закономерности накопления воды в Мировом океане
На основе фактических данных для настоящего времени при-
няты следующие значения масс воды в гидросфере: в океане —
1 37 Ю24 г, в континентальной коре вместе с континентальными
водами и ледниками — 0,44 • 1024 г и в океанической коре —
0 36 • Ю24 г. Всего во внешних геосферах земли (в ее гидросфере)
сейчас содержится 2,17-1024 г воды. Следовательно, это количе-
ство воды было дегазировано из недр Земли за все время ее жиз-
ни, а точнее, за последние 4 • 109 лет геологической истории на-
шей планеты. Строго говоря, это утверждение не совсем справед-
ливо, поскольку часть попавшей на земную поверхность воды по
зонам поддвига плит вновь постоянно возвращалась в мантию.
Вода мантии
Проблема определения концентрации воды в мантийном ве-
ществе сама по себе является фундаментальной, еще окончатель-
но нерешенной в основном из-за того, что практически все ман-
тийные породы, попадающие на поверхность Земли, тут же (еще
в процессе подъема и вывода на поверхность) интенсивно осваи-
ваются поверхностными водами. Даже самые глубинные ксеноли-
ты, например, гранатовые перидотиты или эклогиты кимберли-
товых трубок взрыва на поверку оказываются лишь осколками
древней океанической коры, затянутой на большие глубины под
континенты по бывшим зонам субдукции. Тем не менее свежие
базальты океанических островов, несмотря на возможность захва-
та ими морских вод, фильтрующихся через тела стратовулканов,
содержат очень мало воды — не более 0,3 %. Большинство совре-
менных петрологов, изучающих горные породы явно мантийного
Происхождения, склонны считать, что воды в мантии очень мало
(от 0,1 до 0,025%). О содержании воды в мантийном веществе
Земли косвенно могут свидетельствовать и составы лунных ба-
зальтов, поскольку Луна родственна Земле и уж явно сформиро-
валась в той же области пространства Солнечной системы, что и
Наша планета. Анализы показали, что лунные базальты предельно
сУхи и содержание воды в них варьирует от 0,015 до 0,046%, ни-
когда не превышая 0,05%. Эта информация важна, поскольку лун-
Hbie породы в отличие от земных не контаминированы летучими
Компонентами в экзогенных условиях и полностью отвечают сво-
еИ Ювенильной природе.
При выплавлении базальтов из мантийного вещества вода ка](
активный реагент, понижающий температуру плавления силика.
тов, по-видимому, в большей степени должна концентрировать,
ся в базальтовых расплавах. Поэтому можно ожидать, что в мац.
тийном веществе концентрация воды во всяком случае не Превц.
шает все тех же 0,05 — 0,06%, т.е. мантия Земли действительно
предельно сухая.
Для большей определенности можно принять концентрацию
воды в этой геосфере равной 0,05 %. Заметим, что принятое зна-
чение — скорее верхний предел, чем среднее содержание воды в
современной мантии, реальная величина может оказаться замет-
но меньшей.
Эволюция гидросферы
Поскольку океан постепенно увеличивался в своем объеме, то
в истории его развития неизбежно должен был наступить такой
момент, когда океанские воды перекрыли собой гребни средин-
но-океанических хребтов с расположенными на них рифтовыми
зонами Земли. После этого события должна была быстро возрасти
гидратация пород океанической коры, и, как следствие этого,
должны были измениться условия выплавки континентальной коры
в зонах поддвига океанических плит под континенты и островные
дуги. Такие изменения, отмечаемые в геологической летописи Зем-
ли, действительно происходили на рубеже архея и протерозоя, и
с точки зрения теории тектоники литосферных плит они неплохо
объясняются увеличением степени гидратации пород океаниче-
ской коры.
Однако в истории развития Мирового океана наиболее четко и
резко должен выделяться момент полного насыщения пород океа-
нической коры водой и последующего отрыва поверхности расту-
щего океана от среднего уровня стояния гребней срединно-океа-
нических хребтов. Объясняется это тем, что до того времени вся
дегазировавшаяся из мантии избыточная вода полностью уходила
в океаническую кору (масса океана временно сохранялась при-
близительно постоянной), т.е. попадая в рифтовые зоны, вода из
них обратно уже не вытекала. В результате этого обмена не могла
существовать и свободная циркуляция океанских вод по толще
океанической коры, а следовательно, и широкий вынос мине-
ральных веществ из рифтовых зон Земли в океаны. Поэтому толь-
ко после полного насыщения океанической коры водой и некото-
рого подъема поверхности океана над уровнем гребней срединно-
океанических хребтов из рифтовых зон в океаны стали в изобилии
выноситься минеральные компоненты океанической коры, тогда
как до этого момента времени состав океанских вод преимуШ6'
ственно определялся только континентальным стоком.
Следовательно, после описываемого события должна быта резко
цениться и геохимия океанических осадков: в их составе теперь
^оЛЖНЫ были появиться выносимые из мантии элементы. Наибо-
лее характерным из таких элементов и ярким индикатором мо-
мента насыщения океанической коры водой является железо,
оскольку в докембрийской мантии в заметных количествах еще
сдержалось свободное (металлическое) железо. Поднимаясь вме-
сте с горячим мантийным веществом в рифтовые зоны, оно всту-
пало там в реакцию с морской водой, образуя хорошо раствори-
мый в воде двухвалентный гидроксид железа.
После перекрытия поверхностью океана гребней срединно-оке-
анических хребтов растворимый гидроксид железа стал разноситься
по всему океану. Попадая на мелководья с богатым фитопланкто-
ном, гидроксид должен быт окисляться микроводорослями пря-
мо in situ в воде без выделения кислорода в атмосферу. Однако в
те далекие времена существования почти бескислородной атмо-
сферы и отсутствия у нее озонового слоя реакция окисления же-
леза могла протекать и абиогенным путем, только за счет фото-
диссоциации воды жестким ультрафиолетовым излучением Сол-
нца. Окисленное трехвалентное железо как растворимый в воде
продукт этих реакций тут же осаждалось на дно, постепенно на-
капливая мощные толщи богатых железом осадков, сформиро-
вавших затем крупнейшие железорудные месторождения мира.
После перекрытия океаном срединно-океанических хребтов вме-
сте с железом из рифтовых зон интенсивно стал выноситься и
кремнезем, в изобилии освобождавшийся при гидратации пиро-
ксенов и полевых шпатов — пород океанической коры — в усло-
виях насыщения океанских вод диоксидом углерода. Этим, по-
видимому, и следует объяснять обычный парагенезис железа с
кремнеземом в джеспилитовых рудах и железистых кварцитах, а
также интенсивное карбонатонакопление на дне океана в проте-
розое.
О химическом составе древних океанов и морей подробно го-
ворится в работе Т. Шопфа, который приводит убедительные ар-
гументы в пользу того, что химический состав океанских вод с
раннего докембрия находился в равновесии с летучими атмосфе-
ры и породами земной поверхности и примерно с 2 • 109 лет назад
характеризовался почти современными значениями солености и
химического состава. Важно подчеркнуть, что наиболее распро-
страненные в горных породах окислы щелочных и щелочноземель-
ных металлов (Na2O, К2О, Mg2O, CaO, FeO) при растворении в
в°де (после выветривания самих пород) становятся химическими
основаниями, активно вступающими в реакции с дегазирован-
ными из мантии кислотами НС1 и СО2 (Н2СО3). В результате уже
а самых ранних этапах развития океана должны были возникать
ейтральные или слабощелочные растворы солей и карбонатов, а
139
солевой состав океанических вод должен был прийти в равнове-
сие с продуктами реакции — глинистыми минералами и карб^
натами. Известно, что время пребывания в водах современных
океанов основных химических компонентов не очень велико-
СО^ = 104 лет; С, Р и Si ~ 105 лет; Са = 106 лет; К и Mg = 107 лет’
Na, S и Cl ~ 108 лет. Поэтому следует ожидать, что на фоне одно-
временной дегазации как воды, так и «кислых дымов» химиче-
ское равновесие в древних морских бассейнах установилось уже в
течение первых 108 лет после начала дегазации Земли и формиро-
вания океана.
Учитывая эти соображения, можно считать, что химический
состав океанских вод за всю геологическую историю развития Земли
принципиально не менялся. Однако если дегазация воды из-за ее
частичной диссоциации в архее действительно «отставала» от де-
газации «кислых дымов» НС1 и СО2, то можно предполагать, что
общая соленость архейских морских бассейнов и океанов была
заметно выше солености современных океанов. Если говорить о
составе океанских вод, то из-за общей восстановительной обста-
новки гидросферы и атмосферы того времени в них, по-видимо-
му, меньшую роль играли сульфаты. С другой стороны, благодаря
повышенному давлению СО2 в архейской атмосфере воды древ-
них океанов должны были быть более карбонатными.
Оценки показывают, что скорость дегазации воды из мантии в
архее действительно была относительно умеренной, несмотря на
высокую тектоническую активность Земли в ту далекую эпоху.
С максимальной скоростью дегазация воды из мантии происходила
после выделения у Земли плотного ядра и перехода ее тектониче-
ского развития к тектонике литосферных плит, т. е. в самом начале
протерозоя около 2,5 млрд лет назад, и эта скорость достигала
1,5 км3/год. С тех пор скорость дегазации закономерно снижалась до
современного уровня ~ 0,26 км3/год. Снижение скорости поступле-
ния ювенильной воды в гидросферу продолжится и в будущем.
В связи с такими особенностями дегазации воды из мантии в
прошлые геологические эпохи основная масса воды перешла в
земную гидросферу только в протерозое и фанерозое, когда тек-
тонический режим Земли стал значительно более спокойным.
В тектонически бурное время архея выделилось воды приблизи-
тельно в 3,8 раза меньше.
В раннем архее глубины океанских впадин не превышали 1,5 км,
а объем воды в океанах был значительно меньше, чем в раннем
протерозое. Вплоть до позднего архея существовали лишь много-
численные изолированные между собой мелководные бассейны
морского типа, над уровнями которых высоко воздымались греб-
ни срединно-океанических хребтов и зоны торошения литосфер'
ных пластин, в центре которых тогда лишь зарождались ядра бу-
дущих континентальных массивов.
140
Рис. 33. Накопление воды в гидросфере Земли:
1 — суммарная масса дегазированной из мантии воды; 2 — масса воды в океане;
3 — масса воды, связанная в океанической коре; 4 — масса воды, связанная в
континентальной коре
Удалось оценить массы связанной воды в континентальной и
океанической коре, а затем рассчитать и массу воды в океане. Ре-
зультаты такого расчета иллюстрирует рис. 33. Как видно из приве-
денных графиков, увеличение массы воды в трех внешних геосфе-
рах (океане, континентальной и океанической коре) до времени
2,2-109 лет назад происходило очень неравномерно. Связано это
было с колебаниями тектонической активности Земли и с соот-
ветствующими изменениями режимов в формировании океани-
ческих впадин и накопления в них осадочного материала — за-
метного резервуара связанной воды в океанической коре. Так, в
конце раннего архея около 3,3 • 109 лет назад из-за временного
снижения тектонической активности средняя толщина океани-
ческих осадков достигала 200—500 м, и в них могло концентри-
роваться около (0,3—0,5)1023 г связанной воды, а изымалась эта
вода из морских бассейнов.
Однако наиболее резкие перераспределения воды во внешних
геосферах Земли происходили в конце архея и в раннем протеро-
Зое, особенно после возникновения серпентинитового слоя океа-
нической коры около 2,5 • 109 лет назад. Именно с того времени
стала резко возрастать гидратация океанической коры и, как след-
ствие этого, временно приостановился рост массы воды в океане.
Только после полного насыщения океанической коры водой около
• ю9 лет назад масса воды в океане стала вновь быстро возрас-
тать, тогда как содержание воды в океанической коре почти стаби-
лизировалось, лишь слабо меняясь в связи с общим уменьшением
фкяцади океанов и изменениями мощности серпентинитового слоя.
°гДа же плавно росло содержание воды в континентальной коре.
141
Следует обратить внимание на то, что в будущем при общем ц
еще большем снижении тектонической активности Земли толцщ^
на осадков, отлагаемых на дне океанов, со временем должна бц.
стро возрастать. Но осадки не менее эффективные, чем серпенти-
ниты, резервуары связанной воды. Поэтому в будущем при зату.
хании тектонической деятельности Земли содержание воды в
океанической коре (а точнее, в ее осадочном слое) вновь начнет
возрастать, а масса воды в океане уменьшаться.
Зная объем массы воды в океане и площадь океанической коры
можно определить среднюю глубину океанов на разных этапах
развития земной гидросферы. В раннем архее средние глубины
океана в пересчете на равномерное покрытие всех океанических
(внеконтинентальных) пространств Земли были очень малыми и
менялись от 50 до 200 м. Однако в реальных условиях раннего
архея еще не существовало единого океана, а глубины отдельных
и часто изолированных бассейнов, безусловно, были тогда при-
близительно вдвое большими и достигали 100—500 м.
В позднем архее средние глубины океана возросли до 350-
700 м, и уже тогда, по-видимому, на Земле впервые возникло
единое зеркало водной поверхности Мирового океана. В раннем
протерозое в связи с активной гидратацией пород серпентинитово-
го слоя океанической коры наблюдалась временная остановка роста
океанских глубин (на уровне 750 — 900 м). Начиная с периода 2,2 • 10’
лет назад средние глубины океана вновь стали быстро увеличи-
ваться и за первый миллиард лет после этого возросли до 2900 м
(1,2 • 109 лет назад). Увеличение средних глубин Мирового океана
продолжалось и в дальнейшем, достигнув к настоящему времени
почти 4,5 км (это средняя глубина современного океана без учета
шельфовых морей).
К концу архея (2,6- 109лет назад) поверхность океана уже пе-
рекрывала гребни срединно-океанических хребтов слоем воды око-
ло 600 м. В то время на поверхности Земли уже образовался пер-
вый в ее истории суперконтинент Моногея, поэтому тогда же
впервые должен был возникнуть и единый океан — Моноталасса.
После завершения в конце архея процесса формирования зем-
ного ядра тектоническая активность Земли резко снизилась и вновь
углубились океанские впадины. Но в отличие от раннего архея в
раннем протерозое уже сформировался серпентинитовый слой -
главный поглотитель связанной воды в океанической коре. В рВ'
зультате вновь резко снизился уровень океана и океаническая кора
опять стала насыщаться водой. Поскольку поглотительная емкость
серпентинитового слоя значительно выше, чем базальтового, на
этот раз процесс насыщения продолжался около 300 млн лет. На
протяжении всего того времени (2,5 —2,2) • 109 лет назад поверх'"
ность океана сохранялась на среднем уровне гребней срединнО'
океанических хребтов.
142
Наконец, после полного насыщения серпентинитового слоя
еанической коры водой, около 2,2 • 109 лет назад, уровень океа-
0 вновь стал быстро повышаться (со скоростью около 1 см за
5 тыс- лет), и за первый миллиард лет он поднялся над гребнями
единных хребтов приблизительно на 1,6 км. Но одновременно с
подъемом уровня Мирового океана увеличивалась (и со все возра-
стающей скоростью) глубина океанских впадин. Это привело к
тому, что в Фанерозое около 400 млн лет назад наступила времен-
ная стабилизация уровня Мирового океана, после чего он вновь
начал понижаться. Прогрессивное снижение уровня океана, свя-
занное с общим ослаблением тектонической активности Земли и
соответствующим увеличением глубины океанических впадин,
продолжится и в будущем.
6.4. Природа глобальных изменений уровня
Мирового океана
Природу глобальных трансгрессий и регрессий моря на конти-
нентах обычно принято было объяснять вертикальными колеба-
тельными движениями материковых платформ, периодически
испытывавших то опускания, то подъемы. Традиция такого под-
хода восходит еще ко временам древних философов — Страбона и
Аристотеля. В связи с кажущейся очевидностью эта идея с тех пор
принималась почти за аксиому и часто даже не обсуждалась, вой-
дя почти в чистом виде во многие учебники по геологии и гео-
морфологии. Правда, при этом помимо сравнительно медленных
эпейрогенических движений материковых платформ с периодами
порядка 108 лет выделялись также более короткие эвстатические
колебания уровня океана, связанные с аккумуляцией или таяни-
ем значительных объемов воды в покровных ледниках, образу-
ющихся во время развития на Земле покровных оледенений.
Причину крупных вертикальных колебательных движений плат-
форм, приводящих к глобальным трансгрессиям и регрессиям
моря, как правило, видели в периодических разогревах и охлаж-
дениях вещества верхней мантии под материками. При этом сама
Природа и особенно механизм циклических прогревов мантии
оставались неясными.
Совершенно иной подход к объяснению происхождения гло-
бальных трансгрессий моря дает теория тектоники литосферных
Плит. Впервые этот подход наметился в работах морских геологов.
1ак, в 1964 г. X. Менард высказал идею, что значительные колеба-
ния уровня Мирового океана могут происходить за счет измене-
ний высоты срединно-океанических хребтов. В частности, он по-
азал, что образование современных хребтов могло привести к
°вЬ1щению уровня океана более чем на 300 м.
Детальный количественный анализ изменений уровня поверх,
ности океана в связи с историей развития и режимом образова-
ния срединно-океанических хребтов в мезозое и кайнозое выпол-
нен Р. Хейсом и Д. Питманом. Расчет показал, что в конце мезо-
зоя уровень океана должен был непрерывно повышаться, а начи-
ная с позднего мела — понижаться. Эти результаты настолько хо-
рошо совпали с палеогеографическими кривыми изменений уровня
океана, составленными А. Б. Роновым и другими исследователя-
ми на основе изучения стратиграфических разрезов суши, что убе-
дительно показали реальность идеи Менарда и возможность на ее
основе объяснить природу глобальных трансгрессий моря без при-
влечения представлений о вертикальных движениях континенталь-
ных платформ.
Как следует из теории тектоники литосферных плит, толщина
литосферы определяется глубиной охлаждения и кристаллизации
мантийного вещества и, следовательно, зависит от времени экс-
позиции океанической литосферы на поверхности Земли. В связи
с тем, что в рифтовых зонах происходит постепенное раздвиже-
ние литосферных плит и непрерывное наращивание их краев за
счет охлаждения и кристаллизации поднимающегося в этих зонах
астеносферного вещества, мощность литосферы под срединно-
океаническими хребтами закономерно увеличивается по мере уда-
ления от рифтовых зон. Кристаллизация силикатов сопровождает-
ся возрастанием их плотности. Поэтому с увеличением мощности
океанической литосферы уровень ее поверхности понижается про-
порционально корню квадратному из возраста литосферы.
Из теории тектоники плит известно, что объем океанских впа-
дин должен зависеть от скорости раздвижения литосферных плит
и режимов развития этого процесса во времени, т. е. от тектони-
ческой активности Земли, определяемой идущим из мантии глу-
бинным тепловым потоком. При этом средний суммарный объем
океанских впадин обратно пропорционален величине идущего из
мантии тепла, характеризующего тектоническую активность Зем-
ли. Отсюда следует важный вывод: чем выше тектоническая ак-
тивность Земли, тем меньшим становится объем океанских впа-
дин и, следовательно, тем более высокой будет трансгрессия моря
на континенты.
Амплитуду эвстатических колебаний уровня океана тектони-
ческого происхождения можно выразить через вариации скорости
спрединга (расхождения) или вариации теплового потока. Эти
зависимости позволяют определять амплитуды трансгрессий и
регрессий моря, если известны колебания средней скорости
спрединга или среднего значения глубинного теплового потока
Земли. Однако тектоногенные вариации именно этих параметро®
неизвестны. Поэтому интересен обратный подход: если по какиМ'
либо данным известны колебания уровня Мирового океана, пр0'
Рис. 34. Эвстатические колебания уровня Мирового океана в фанерозое:
/ — по работе Vail et al. (1976); 2 — осредненная (огибающая) кривая; 3 — кривая
эволюционного изменения уровня океана 5А; 4 — кривая эволюционного
увеличения глубины океана, отсчитываемой от среднего уровня стояния гребней
срединно-океанических хребтов йок; 5 — периоды оледенений
исходившие в прошлые геологические периоды, то по ним воз-
можно определить и саму тектоническую активность Земли в эти
же периоды. В качестве примера на рис. 34 показана кривая эвста-
тических колебаний уровня океана в фанерозое, построенная
Р. Вайлом и его коллегами по сейсмостратиграфическим и другим
данным. Эту кривую можно осреднить, если считать, что резкие
скачки уровня океана связаны в основном с быстрыми гляциоэв-
статическими изменениями объемов воды в океане.
На осредненном графике четко выражен максимум тектони-
ческой активности Земли, совпадающий с каледонско-герцин-
ской орогенией, т. е. во время формирования вегенеровской Пан-
геи. Эта активная эпоха далее сменилась периодом относительно-
го спокойствия в триас-юрское время, после чего начался позд-
немеловой период тектонической активизации.
Следует отметить, что значительные эвстатические колебания
Уровня Мирового океана происходят по трем главным причинам,
оо-первых, благодаря эволюционным изменениям тектонической
активности Земли. Эти изменения наиболее медленные, с харак-
терными периодами колебания уровня океана порядка ~ 109лет
Фйс. 35). Вторая причина — это колебания тектонической актив-
ности Земли в связи с периодическими перестройками структуры
хИмико-плотностной конвекции в мантии. Соответствующие им
Колебания уровня океана происходят с характерными периодами
Ю8 дет. Наконец, наиболее быстрые изменения уровня океана
Всего за 103— Ю4 лет связаны с третьей причиной — за счет воз-
Рис. 35. Тектоническая активность фанерозоя (О. Г. Сорохтин,
С. А. Ушаков, 1991):
А — в пересчете на среднюю скорость движения литосферных плит; Б — в пересчете
на средние тепловые потоки через океаническое дно; штрихпунктирные линии -
эволюционные изменения скоростей движения соответственно океанических плит
и тепловых потоков через океаническое дно
никновения и таяния покровных ледников на материках, распо-
ложенных в приполярных областях Земли. Гляциоэвстатические
колебания океанической поверхности, вероятно, не превышают
±(100-150) м.
6.5. Формирование и эволюция атмосферы Земли
Известно, что из всех планет Солнечной системы только Зем-
ля обладает уникальной атмосферой, благоприятной для разви-
тия и процветания высших форм жизни. Такой оптимальный ДЛЯ
жизни состав земной атмосферы постепенно возник за счет дли-
тельных взаимодействий процессов дегазации Земли с геохими-
ческими и биологическими преобразованиями вещества, привед-
ших к связыванию отдельных компонентов атмосферы, например
оксида углерода, сероводорода, галогенов и других, в седимен-
^Йсфере и гидросфере нашей планеты и, наоборот, к высвобож-
70 И10 газа —' элексиРа высокоорганизованной жизни — кислоро-
Д Цо все эти биогеохимические преобразования состава атмо-
^Аеры могли осуществляться только в узком температурном диа-
азоне существования жидкого состояния воды (0 < Т < 100 °C)
Б условиях, при которых согревающее нас Солнце является спо-
койной и небольшой звездой, а Земля расположена от него ровно
на таком расстоянии, что средняя температура земной поверхно-
сти не превышает 15 °C. Если бы светимость Солнца была боль-
шей хотя бы в 1,5 —2 раза, то Земля неизбежно превратилась бы в
Венеру с плотной углекислотно-воднопаровой атмосферой, а если
светимость Солнца была бы меньшей, то замерзла бы, подобно
Марсу-
По существующим представлениям атмосфера Земли, как и ее
гидросфера, образовалась благодаря дегазации мантии — процес-
са, происходящего и поныне, но, возможно, развивавшегося наи-
более интенсивно на ранних этапах существования Земли. Обычно
принимается, что первичная атмосфера состояла из паров воды,
СО2 и других газовых фракций (H2S, СО, Н2, N2 СН4, NH3, HF,
НС1, Аг), т. e. была существенно восстановительной. Развитие ат-
мосферы с освобождением газообразного кислорода происходило
в основном за счет фотохимических реакций в верхних слоях ат-
мосферы и фотосинтеза зеленых водорослей, появившихся еще в
раннем докембрии. По мнению X. Холланда, первичная атмосфе-
ра в основном состояла из метана и водорода.
Существует точка зрения, согласно которой первичная атмо-
сфера Земли была захвачена гравитационным полем нашей пла-
неты непосредственно из протопланетного облака еще в процессе
аккреции планет. Предполагается, что в этом случае масса такой
атмосферы могла достигать 1025— 1026 г, а давление у поверхности
намного превышать 104 атм. При этом атмосфера становилась пол-
ностью непрозрачной и, следовательно, только за счет парнико-
вого эффекта и адиабатического сжатия температура у ее основа-
ния могла подниматься до десятков тысяч градусов. Однако следу-
ет отметить, что никаких геологических следов существования у
Земли столь экзотической атмосферы не имеется, а они должны
были бы сохраниться в ее летописи. Кроме того, любые предполо-
жения о существовании у молодой Земли плотной атмосферы чрез-
вЫчайно трудно объяснить механизмами ее диссипации и перехо-
дом от столь экстремальных условий к современным нормальным
и к°мфортным для жизни. Эти и многие другие аргументы застав-
Дяют искать более естественные механизмы формирования зем-
варианте (это признается практически всеми ис-
первичная, архейская и раннепротерозойская ат-
и атмосферы
Но в любом
Дедователями)
147
мосфера была резко восстановительной, поскольку во многих o-f.
ложениях того возраста (например, в формации Витватерсранд щ
юге Африки, формировавшейся длительное время от 3 до 2,2 млрд
лет назад) широко распространены такие «кислородофобные»
минералы, как обломочные пирит и уранинит, а первые несом,
ненные индикаторы присутствия кислорода в атмосфере — крас,
ноцветные коры выветривания — появились лишь в среднем про.
терозое около 1,9 —1,8 млрд лет назад. При этом не следует забы-
вать, что и столь характерные для раннего докембрия обильные
отложения оксидно-железных руд также свидетельствуют о бес-
кислородной атмосфере того времени, поскольку заметный пере-
нос железа водным путем мог осуществляться только в его ра.
створимой двухвалентной форме, а окисление железа до трехва-
лентного состояния происходило in situ в воде, практически без
участия атмосферного кислорода.
Бескислородность молодой атмосферы Земли должна была при-
вести и к появлению в ее составе таких компонентов, как СО,
СН4, и NH3, хотя парциальные давления этих газов, вероятнее
всего, никогда не были высокими. В частности, метан и аммиак -
важные продукты анаэробного метаболизма некоторых простей-
ших микроорганизмов, а оксид углерода возникает при контакте
СО2 с горячим металлическим железом. Кроме того, в присут-
ствии СО и в условиях избытка свободного водорода освобожда-
ющиеся метан и аммиак могли образовываться и чисто абиоген-
ным путем.
В современной атмосфере средняя продолжительность существо-
вания метана составляет всего лишь несколько лет, и большая его
часть уничтожается при реакции с гидроксил-ионами в литосфе-
ре. Несмотря на восстановительные условия древней атмосферы,
аналогичная картина должна была наблюдаться и тогда, посколь-
ку гидроксил-ионы всегда генерировались жестким излучением
Солнца на атмосферную влагу. То же самое относится и к аммиаку.
Поэтому есть все основания считать, что парциальные давления
этих газов никогда не были высокими. Труднее оценить парциаль-
ное давление СО в молодой атмосфере Земли, но и оно, по-ви-
димому, было незначительным, поскольку реакция оксида угле-
рода с гидроксил-ионами в атмосфере также идет с выделением
энергии.
Происхождение атмосферы и гидросферы на Земле связывает-
ся только с дегазацией земных недр с тем лишь отличием от дрУ'
гих моделей, что начало этого процесса относится не к моменту
формирования Земли около 4,6 • 109 лет назад, а к началу ее тек-
тонической активности приблизительно 4,0 • 109 лет назад. КроМе
того, по модели Сорохтина — Ушакова развитие этого процесса а
начале геологической истории Земли оказывается значительно
менее бурным, чем это предполагалось ранее. В отношении соста'
148
первичной атмосферы и причин его эволюции в последующие
^ологические эпохи намечается несколько иной подход.
Г6 Можно считать, что молодая Земля после своего образования
была окружена лишь разреженной атмосферой с малыми количе-
ствами благородных газов и, быть может, лишь с признаками азо-
та Связано это с тем, что земное вещество (по сравнению с сол-
нечным) было сильно обеднено летучими и подвижными эле-
ментами. Так, по оценкам Б. Мейсона, относительное содержа-
ние водорода и азота на Земле (по отношению к кремнию) мень-
ше, чем в космосе, в 106 раза, углерода — в 104 раза, а инертных
газов — в 106—1014 раз. Поэтому несмотря на распространенность
в космическом пространстве таких летучих соединений, как Н2;
Не2; N2; Н2О; СО2; СО; СН4; NH3 и т.д., в земном веществе их
оказалось исключительно мало. По-видимому, такая первичная и
очень сильная дифференциация земного вещества произошла еще
на допланетной стадии развития Солнечной системы (при про-
хождении Солнцем стадии развития звезд типа Т-Тельца) за счет
интенсивного выметания летучих и легкоподвижных компонен-
тов из внутренних частей протопланетного газопылевого облака
на его периферию в область формирования планет-гигантов.
Находящиеся в Земле летучие соединения и элементы (Н2О;
СО2; N2; НС1; HF; HI и т.д.) могли попасть на нее только в
связанном состоянии: вода — с гидросиликатами, азот — с нит-
ритами и нитратами, диоксид углерода — с карбонатами, галоге-
ны — с галоидами и т.д. Поэтому в процессе роста Земли все
такие компоненты оказывались погребенными в ее недрах, а те
остатки реакционно-активных летучих соединений, которые осво-
бождались при ударных взрывах падавших на Землю планетезима-
лей, должны были усиленно сорбироваться ультраосновным ре-
голитом на поверхности растущей планеты и тоже захорани-
ваться под новыми слоями выпадавшего на Землю метеоритного
вещества. Этим явлением, в частности, объясняются и некоторые
аномалии в распределении изотопов благородных газов.
Необратимая дегазация Земли могла начаться лишь после того,
как температура в ее недрах поднялась до уровня частичного плав-
ления силикатов и в мантии возникли первые конвективные те-
чения, т. е. фактически только после возникновения у Земли асте-
носферы и взлома конвективными течениями первозданной ли-
тосферы Земли и подъема через образовавшиеся трещины на зем-
ную поверхность расплавов мантийного вещества. Судя по возрас-
там самых древних пород земной коры и началу базальтового вул-
канизма на Луне, событие это произошло где-то около 4,0-109
Лет назад.
Учитывая сказанное, можно принять, что первичная атмосфе-
Ра в заметной своей части действительно состояла из благородных
аз°в. Предположим, что из-за малого времени «убегания» гелия
149
из земной атмосферы (~106 лет) его парциальное давление в пер
вичной атмосфере Земли за время ее формирования порядка 108
успевало прийти в равновесие и поэтому было не выше совремец_
ного. Не должно было существовать тогда в атмосфере и заметного
количества 40Аг — продукта распада радиоактивного калия 4,J|(
Учитывая это, можно оценить, что парциальное давление бла-
городных газов в первичной атмосфере Земли не превышало
1,7 • 10“5 атм.
Определить парциальные давления остальных компонентов
первичной атмосферы (N2; Н2О; СО2 и СО) значительно слож-
нее, так как для этого необходимо знать сорбционную и реакци-
онную способность газов на реголите ультраосновного состава, к
тому же еще содержащего свободные металлы (Fe; Ni; Со; Сг и
т.д.). Однако можно ожидать, что и это давление не превышало
10“4 атм.
Рассматривая теперь проблему дегазации мантии на геологи-
ческом этапе развития Земли, необходимо отметить, что процесс
этот в существенной мере зависел от влияния на режимы выплав-
ления мантийных расплавов (базальтов и коматиитов) растворен-
ных в них летучих компонентов. Для азота вероятнее всего должно
было наблюдаться уменьшение растворимости с повышением тем-
пературы силикатных расплавов. Отсюда следует, что перегрев
мантии в архее скорее мог усиливать дегазацию азота, а не сни-
жать ее. Однако малая исходная концентрация азота в земном ве-
ществе позволяет предполагать, что и такое влияние было незна-
чительным.
В противоположность воде скорость дегазации азота была мак-
симальной в архее, особенно в позднем архее. В протерозое она
резко сократилась: так, около 2,6 • 109 лет назад она составляла
~ 4,8 • 1012 г/год, тогда как через 200 млн лет эта скорость умень-
шилась до ~ 0,64 • 1012 г/год, а в настоящее время составляет всего
~ 0,19 • 1012 г/год. Поскольку в осадочных породах нет значитель-
ных буферов, концентрирующих в себе соединения азота, можно
считать, что кривая дегазации азота из мантии одновременно бу-
дет характеризовать собой и закономерность накопления этого газа
в земной атмосфере.
В противоположность воде растворение диоксида углерода в
силикатных расплавах повышает температуру их кристаллизаций.
Отсюда можно сделать вывод, что увеличение температуры ба-
зальтовых и коматиитовых магм в архее должно было приводить К
повышению степени дегазации архейской мантии, однако вели-
чина такого повышения неизвестна.
Оценки массы дегазированного из мантии диоксида углерод3
изображены в различных геосферах на рис. 36, скорость дегазаций
этого газа — на рис. 37, а эволюция парциального давления С02 Б
земной атмосфере в сопоставлении с другими ее компонентам11
150
Рис. 36. Количество СО2, связанное в земной коре:
I—масса дегазированного из мантии СО2; 2 — накопление массы СО2 в карбонатном
резервуаре земной коры; 3 — суммарная масса связанного СО2 (в карбонатном и
биогенном резервуарах), в масштабе графиков кривые I и 3 в протерозое и
фанерозое сливаются воедино; 4 — масса связанной в земной коре воды; 5 —
масса органического углерода в пересчете на СО2
Рис. 37. Дегазация СО2 из мантии
Показана на рис. 38. Точность приведенных оценок не очень высо-
Ка’ но, по-видимому, она не меньше 50 % и верно отражает ос-
новные особенности эволюции давления диоксида углерода в зем-
ной атмосфере.
. Как видно из графика суммарного давления атмосферы Земли
РИс. 38), в течение всего архея парциальное давление диокси-
УПперода было исключительно высоким. В раннем архее и нача-
isi
7
Рис. 38. Эволюция состава и давления земной атмосферы
ле позднего архея давление СО2 закономерно возрастало и дос-
тигло своего пикового значения 2,8 • 109 лет назад. После кульми-
нации давление СО2 в атмосфере стало быстро падать в связи с
начавшейся в то время интенсивной гидратацией пород земной
коры и, как следствие, захоронением в этих породах СО2. В даль-
нейшем в течение всего протерозоя и фанерозоя давление диок-
сида углерода сохранялось на низком уровне, продолжая лишь
плавно снижаться до современного значения, близкого к 0,5 мбар.
Симптоматично, что начало первого в истории Земли гуронского
оледенения континентов по времени совпало именно с моментом
резкого снижения парциального давления СО2 в атмосфере, на-
чавшегося около 2,5 • 109 лет назад.
Интересно отметить, что если бы на Земле, как и на Венере,
не происходило связывания СО2 в карбонатах и органическом
веществе, то давление углекислотной атмосферы превышало бы
90 бар.
Количественно оценить эволюцию содержания кислорода в
земной атмосфере очень нелегко, поскольку оно сильно зависел0
от таких трудноучитываемых факторов, как характер и уровень
метаболизма древних фотосинтезирующих микроорганизмов, оТ
режимов поглощения СО2 в оксидно-железном и сульфатном Ре"
зервуарах седиментосферы, от условий застоя и стагнации ИЛ|(
перемешивания вод древних океанов и т.д. Поэтому общую карт’1'
ну возможных колебаний парциального давления кислорода в зеИ'
ной атмосфере с точки зрения рассматриваемой здесь концегШ11'
глобальной эволюции Земли можно описать преимущественной
качественном уровне.
Рис. 39. Накопление связанного О2 в резервуарах осадочных пород и в
атмосфере с указанием источников поступления кислорода (О.Г.Со-
рохтин, С.А.Ушаков, 1991)
Современная атмосфера содержит около 1,2 • 1021 г кислорода,
отсюда общая масса О2 в кислородном резервуаре земной коры и
атмосферы равна приблизительно 8,72 • 1022 г. Но за счет фотосин-
теза микроорганизмов, водорослей и растений в тот же резервуар
могло выделиться только 5,2 • 1022 г О2. Разница 3,52 • 1022 должна
была поступить из других источников. Такими источниками могли
быть диссоциация воды под влиянием жесткого излучения Солн-
ца и реакция галогенизации оксидов щелочных и щелочноземель-
ных металлов.
В раннем докембрии, во всяком случае до 2,0 • 109 лет назад,
парциальное давление кислорода было исключительно низким,
поэтому можно ожидать, что процесс фотодиссоциации воды за-
метно действовал только в архее и раннем протерозое. Принимая,
ЧТО скорость развития этого процесса была пропорциональна сум-
марной площади океанов, удалось оценить как зависимость мас-
сы фотодиссоциированного кислорода (т°2) от времени (рис. 39),
так и скорость накопления этого кислорода в сфере Земли. Попы-
таться восстановить основные закономерности изменения парци-
ального давления кислорода в атмосфере можно только по геохи-
мическим данным.
Рассматривая ситуацию того времени, многие авторы упомина-
1от ° ряде геологических индикаторов, свидетельствовавших о вос-
становительных условиях в древней атмосфере Земли (Т. Шопф,
у°2). Имеются в виду высокие величины отношений закисного
^ЗДеза к оксидному в раннедокембрийских осадках и корах вывет-
Ривания, а также массовые отложения хемогенных сидеритов. В ча-
II Мости, о восстановительном характере раннедокембрийской ат-
: 153
мосферы Земли говорит факт одновременного отложения в ту По
оксидных железорудных формаций, что не противоречит прИв^
денным выше выводам о чрезвычайно низком парциальном даще'
нии кислорода в атмосфере тех далеких геологических времен. Бо'
лее того, само существование осадочных железорудных формаций
раннего докембрия скорее подтверждает эти выводы.
При оценке парциального давления кислорода в позднем д0
кембрии необходимо учитывать, что красноцветные коры вывет
ривания на поверхности континентов и красноцветные осад^
терригенного происхождения на континентальных окраинах по-
явились только после 2 • 109 лет назад. Красноцветы — неоспори-
мые свидетельства появления свободного кислорода в атмосфере
(и гидросфере), поскольку при этом резко падает миграционная
способность железа и после его окисления до трехвалентного со-
стояния в процессе выветривания силикатов или карбонатов оно
сохранялось in situ в продуктах разрушения пород, придавая им
характерные буровато-красные оттенки.
Появление свободного кислорода, безусловно, должно было
стимулировать эволюцию жизни и возникновение новых ее форм
с более совершенным энергоемким метаболизмом. По палеонто-
логическим данным известно, что первые находки эукариот (кле-
ток с обособленным ядром) относятся к толщам среднего проте-
розоя с возрастом около 1,4-109 лет. Для развития эукариотиче-
ского фитопланктона требуются небольшие количества растворен-
ного в воде кислорода, поэтому это событие можно связать с пере-
ходом атмосферы через «точку Юри», определяемую давлением
кислорода 10~3 от современного уровня.
В позднем протерозое, но еще до исчезновения железа из ман-
тии в связи с развитием лапландского оледенения и возникнове-
нием в океанах крупномасштабного перемешивания поверхност-
ных и глубинных вод вновь стали отлагаться железорудные фор-
мации. Результатом этого должен был быть новый импульс сни-
жения давления кислорода.
Еще одна реперная точка увеличения содержания О2 в атмо-
сфере — по-видимому, момент появления многоклеточных орга-
низмов царства животных. Находки наиболее древних метазоа, как
известно, были сделаны в отложениях эдиакариевых слоев в Юж-
ной Австралии нижнего венда возрастом около 680 млн лет назад-
Но для организмов царства животных характерен активный об-
мен веществ с использованием кислородного дыхания. Поэтому
появление метазоа могло произойти только при относительно по-
вышенном парциальном давлении кислорода в атмосфере. Обыч-
но за критическое содержание кислорода принимается точка Па-
стера, соответствующая давлению О2 ~ 10“2 от современного ур°Б"
ня, при которой анаэробный процесс брожения сменяется энер'
гетически более выгодным кислородным метаболизмом.
1 </1
Интересно отметить, что момент достижения кислородным
пением уровня Пастера и появления первых многоклеточных
отных близко совпадает (с точностью расчетов) с определен-
Я0® ранее временем полного исчезновения металлического же-
flb я из мантии — главного поглотителя свободного кислорода во
лее11Ших геосферах Земли. После этого момента дальнейшее на-
копление кислорода в земной атмосфере должно было происхо-
дить очень быстро. Действительно, скорость биогенного выделе-
ния кислорода в самом позднем докембрии и раннем палеозое,
Бероятнее всего, была пропорциональна массе воды в океане и,
ледовательно, в конце протерозоя уже мало отличалась от совре-
менной скорости поставки этого газа из океана. При современном
уровне продуцирования кислорода (около 3,2 • 1017 г/год) весь его
объем в атмосфере обновляется всего за 3,8 • 103 лет. Принимая,
что в настоящее время около 80 % ежегодной продукции кисло-
рода поставляется наземными растениями, можно оценить, что
после прекращения функционирования мощнейшего процесса свя-
зывания кислорода в оксидах железа океанических осадков в са-
мом конце протерозоя обновление кислородного запаса в атмо-
сфере могло происходить уже за 20—25 тыс. лет, т.е. за ничтожно
малое время по сравнению с длительностью геологических про-
цессов. Этот подход позволяет оценить содержание кислорода в
атмосфере раннего палеозоя до появления наземной раститель-
ности в середине девона: концентрация кислорода тогда, вероят-
но, составляла 20 % от современного уровня, а парциальное дав-
ление достигало ~ 0,04—0,05 бар. В конце палеозоя содержание
кислорода в атмосфере уже приблизилось к современному уров-
ню, а его давление составило ~ 0,23 бар.
ГЛАВА 7
КОНВЕКЦИЯ В МАНТИИ И СМЕНА
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
7.1. Структура мантийной конвекции и дрейф материков
Дно современного океана по сравнению с возрастом конщ.
нентов очень молодое: палеомагнитный возраст дна всех без ис-
ключения океанов оказался только кайнозойским и позднемезо-
зойским. Этот вывод был подтвержден и глубоководным бурени-
ем во многих точках океанского дна. Было установлено, что время
образования впадин молодых океанов (Атлантического, Индий-
ского и Северного Ледовитого) совпадает с возрастом их дна, а
возраст древней впадины Тихого океана значительно превосходит
возраст его дна. Действительно, впадина Тихого океана существу-
ет по крайней мере с позднего протерозоя, а возраст наиболее
древних участков дна этого океана не превышает 160—170 млн
лет, тогда как его большая часть образовалась только в кайнозое,
т. е. моложе 67 млн лет.
«Конвейерный» механизм обновления океанского дна с посто-
янным погружением более древних участков океанической коры
и накопившихся на ней осадков в мантию под островными дуга-
ми объясняет, почему за время жизни Земли океанские впадины
так и не успели заполниться осадками.
При современных темпах заполнения океанских впадин сноси-
мыми с суши осадками со скоростью 2,2 • 1016 г/год весь объем
этих впадин, близкий к 1,37 • 1024 см3, оказался бы полностью за-
сыпанным приблизительно через 1,2 млрд лет. Сейчас можно с
большой уверенностью утверждать, что континенты и океанские
бассейны совместно существуют около 3,8—4 млрд лет и никаких
существенных осадков в их впадинах за это время не обнаружено-
Более того, после проведения буровых работ во всех океанах ДОС'
товерно установлено, что на океанском дне не существует осаД'
ков древнее 160—170 млн лет. Но такое может наблюдаться толь-
ко в одном случае — в случае существования эффективного меха-
низма удаления осадков из океанов. Этим механизмом слуЖ1,т
процесс затягивания осадков под островные дуги и активны6
окраины континентов в зонах передвижения литосферных плИ1’
где эти осадки переплавляются и, вновь поднимаясь вверх в виДе
вулканического материала, формируют континентальную кору. Та'
156
Й пр°цеСС переплавления океанических и терригенных осадков
^орах субдукции с добавлением материала к континентальной
Б пе называется рециклингом осадков.
1:0 факты движения литосферных плит и дрейфа континентов в
составе свидетельствуют о существовании в мантии интенсив-
ной конвекции, неоднократно перемешивавшей за время разви-
ия Земли все мантийное вещество.
Для правильного понимания происходящего в мантии про-
цесса конвекции, помимо знания ее состава и плотности, важ-
ы также ее реологические (вязкопластические.) свойства. Тот
факт, что форма Земли (земной геоид) с хорошей степенью при-
ближения соответствует равновесному эллипсоиду вращения
жидкого тела, свидетельствует об квазижидком состоянии зем-
ной мантии. Отклонение геоида от эллипсоида вращения не
превышает ± 100 м, тогда как экваториальное вздутие самого
эллипсоида достигает 21,38 км. С другой стороны, факт прохож-
дения через мантию поперечных сейсмических волн с периода-
ми до нескольких минут свидетельствует о ее эффективной жест-
кости по отношению к кратковременным механическим воздей-
ствиям. Совместить эти данные можно лишь в одном случае, счи-
тая, что мантийное вещество ведет себя подобно вару, т.е. очень
вязкой жидкости. При кратковременных нагрузках у таких вязких
жидкостей появляются свойства упругих и даже хрупких тел, а
при длительных воздействиях — свойства очень вязкой жидко-
сти.
Судя по скорости воздымания областей, сравнительно недав-
но (около 10—12 тыс. лет назад) освободившихся от нагрузки по-
кровных ледников, таких, как Балтийский и Канадский щиты,
вязкость мантийного вещества под континентами достаточно вы-
сокая > 1021 П (или стокс) и, скорее всего, ее значение находится
в пределах 3 • 1021—2 • 1022 П. Теоретические определения вязкости
нижней мантии по скорости кажущегося дрейфа полюсов приво-
дят к значениям порядка 6 • 1023—5 • 1024 П. В астеносфере под океа-
ническими литосферными плитами вязкость мантийного вещества,
вероятно, снижается до 1019— 1О20 П. Используя приведенные зна-
чения отклонений геоида от равновесной фигуры эллипсоида вра-
щения жидкого тела (~ ±100 м), характерную толщину мантии
3000 км) и возможные средние скорости конвективных тече-
ний в ней (~ 10 см/год), можно оценить и среднюю вязкость са-
мой мантии. Она оказалась равной ~ 3 • 1022 П. По другим оценкам,
ПРИ адиабатическом распределении температуры в мантии вяз-
кость этой геосферы меняется от 5 • Ю20 П в астеносфере до 6 • 1023 П
в нижней мантии на глубинах около 2700 км. Для сравнения: вяз-
кость воды при комнатной температуре равна 10-2 П; глицерина —
1 й вязкость базальтовых расплавов в зависимости от температу-
ры Меняется от 102 до 104П; асфальта — от Ю10до 1012 П; вязкость
157
стекла при температуре отжига ~1013 П; меди при 200 °C-1 qk п
стали при 450 °C — порядка 1018— Ю20 П.
Характер изменений реологических свойств мантии наглддн
проявляется в поведении так называемого фактора добротное-^
определяющего собой затухание сейсмических волн и собствен’
ных колебаний Земли на разных глубинах мантии. Максимальна^
добротность мантии (~ 500) наблюдается на глубинах около 1800^
2500 км. В астеносфере и на подошве нижней мантии фактор
ротности снижается приблизительно до значений около 100. Можц0
ожидать, что в непосредственной близости от границы ядра меха-
ническая добротность мантийного вещества снижается еще более
Так, в астеносфере под океаническими литосферными плита-
ми на глубинах до 85 — 100 км вязкость частично расплавленного
мантийного вещества не должна превышать 1019— 10м П. Под кон-
тинентальными плитами на глубинах около 250—300 км мини-
мальная величина вязкости мантии возрастает до значений по-
рядка 1021— 1022 П. В нижней мантии вязкость повсеместно возра-
стает с глубиной, достигая на глубинах около 2000 км значений
порядка 1024—1025 П. На еще больших глубинах в нижней мантии
вязкость вещества вновь начинает уменьшаться, снижаясь, веро-
ятно, до значений около 1019— Ю20 П. Наконец, можно ожидать,
что на подошве нижней мантии, где происходит дезинтеграция
мантийного вещества, его вязкость резко падает на много поряд-
ков, приближаясь в пограничном слое на поверхности земного
ядра к вязкости вещества во внешнем ядре.
Известно, что быстро движущиеся океанические плиты сгруп-
пированы в двух регионах: с одной стороны, это плиты Наска,
Кокос, Тихоокеанская и Филиппинская, а с другой — Индий-
ская. Такое расположение этих плит можно объяснить, предпола-
гая, что под юго-восточной частью Тихого океана и под Антарк-
тической плитой на юге и в центре Индийского океана в мантии
существуют мощные восходящие конвективные потоки, а между
ними под северо-восточной частью Индийского океана и Южной
Америкой — нисходящие потоки. Горизонтальное растекание ве-
щества верхней мантии от восходящего к нисходящему потоку
путем вязкого зацепления мантийного вещества с подошвой океа-
нической литосферы способствует быстрому перемещению океа-
нических плит. Судя по карте рельефа земного ядра (см. рис. 12),
именно под юго-восточной частью Тихого океана и под центров
Индийского океана наблюдаются подъемы его поверхности,а
это — характерный признак восходящих конвективных потоке®
мантии.
Под Северной Атлантикой также существует достаточно круй'
ный восходящий конвективный поток. Об этом, в частности, свй'
детельствуют и раздвижение обрамляющих эту часть океана кой'
тинентов, и подъем среднего уровня океанского дна, а также кар'
158
ельефа земного ядра, по которой под Северной Атлантикой
отмечается существенное повышение поверхности ядра Зем-
че* такое же, как и под юго-восточной частью Тихого океана.
Л(1’Все крупные литосферные плиты разделены на две разные груп-
• на континентальные и чисто океанические плиты Тихоокеан-
ПЬого региона. Индийская плита в этой классификации занимает
сКомежуточное положение, вероятно потому, что впаянные в нее
ПРнТйНентальные массивы (Индия и Австралия) относятся к срав-
нительно небольшим материкам. К тому же Индийская плита, как
й все Тихоокеанские плиты, оказалась «удачно» расположенной
между восходящим и нисходящим потоками в мантии, что в кон-
це концов и обусловило относительно большую скорость ее пере-
мещения к северу.
Что же касается Северной Атлантики, то в этом регионе асте-
носфера существует только под океанским дном, а с востока и
запада она перекрыта мощными континентальными плитами,
играющими роль гигантских дамб, препятствующих растеканию в
этих направлениях астеносферных течений от расположенного здесь
восходящего потока. Поэтому астеносферные течения в этом ре-
гионе могут распространяться в основном вдоль Срединно-Ат-
лантического хребта. Такое сокращение эффективного сечения
астеносферы приводит к существенному увеличению ее гидроди-
намического сопротивления в переходной зоне от океана к кон-
тиненту, что неизбежно приводит к соответствующему повыше-
нию избыточного давления, действующего на литосферу в пере-
ходной зоне.
В Северной Атлантике действие такого избыточного давления
проявляется исключительно наглядно. Прежде всего с этим явле-
нием связан повсеместный и весьма существенный подъем уров-
ня океанского дна в этом регионе. Амплитуда гидродинамическо-
го «вздутия» здесь такова, что Срединно-Атлантический хребет
над центром восходящего потока поднимается даже выше уровня
океана и выходит на дневную поверхность, образуя таким путем
остров Исландия. Учитывая, что средняя глубина расположения
Ч’ебней срединных хребтов обычно равна 2,5 — 2,7 км ниже уров-
ня океана, легко рассчитать, что избыточное давление восходя-
щего конвективного потока, приподнявшего дно Северной Ат-
лантики, достигает порядка 700—800 бар.
Результаты анализа регионального гравитационного поля над
еверной Атлантикой в сочетании с данными о подъеме под этим
регионом уровня рельефа земного ядра, с фактом раздвиже-
я океанского дна и некоторыми другими геолого-геофизиче-
кйМи данными в общей цепи доказательств свидетельствуют о
^Чествовании здесь мощного восходящего конвективного пото-
пе’ пР°НизываюЩего собой всю мантию от поверхности ядра до
“еРхности Земли. Этот результат вселяет надежду на возмож-
159
ность интерпретации гравитационного поля Земли, или, чТо
же, формы ее геоида (см. рис. 3) для определения место пол °
ния конвективных потоков в мантии. Однако в реальных условно'
сложного строения литосферной оболочки Земли и при отс^
ствии дополнительной геолого-геофизической информации пр0
вести такую интерпретацию не всегда удается в связи с ее цео
днозначностью.
Действительно, над Северной Атлантикой, несмотря на суще,
ствование под ней мощного восходящего потока легкого мантий,
ного вещества, наблюдаются региональная положительная гравц.
тационная аномалия и соответствующий ей подъем уровня геоида
на 60 м.
Если бы литосферная оболочка Земли была однородной, не.
подвижной и повсеместно характеризовалась постоянной мощно-
стью, то крупномасштабные изменения поверхности геоида дол-
жны были бы однозначно отражать структуру конвективных двц-
жений в мантии. Реальная ситуация, однако, значительно слож-
нее, поскольку гидродинамические условия в астеносфере под
океанами и континентами существенно разные. Литосферные пли-
ты стремятся перемещаться под влиянием конвективных течений
из областей развития восходящих потоков к местам существова-
ния нисходящих потоков мантийного вещества, обычно совпада-
ющих с участками погружения океанических плит в мантию. Прав-
да, таким перемещениям плит часто препятствуют их жесткость и
взаимодействия плит друг с другом. Тем не менее можно ожидать,
что в общем плане отмеченная закономерность все же проявляет-
ся. Поэтому данные о направлениях и скоростях дрейфа плит дей-
ствительно имеют важное значение для выявления общего плана
структуры мантийной конвекции.
Отметим, что при возникновении одноячеистой конвективной
структуры все континентальные массивы дрейфуют в сторону’
нисходящего потока, образуя над ним единый суперконтинент
типа Пангеи. После образования такого суперконтинента он, ес-
тественно, оказывается как бы окруженным со всех сторон зона-
ми субдукции, по которым океанические плиты омывающего его
единого океана — Панталасса погружаются в мантию. Естествен'
но ожидать, что под зонами субдукции мантийное вещество буДеТ
вдавливаться в ядро, образуя там подобия корней нисходяьШ®
потоков. Отсюда следует, что после дифференциации дезинтегри-
рованное мантийное вещество этих корней в виде жидкой «маг-
матической каши» должно «стекать» с них (т.е. подниматься)5
обе стороны от участков погружения мантии в ядро, в связи
этим под центром незадолго до этого возникшего суперконт1’
нента постепенно начинают накапливаться крупные массы пР°
шедшего дифференциацию и поэтому более легкого мантийн0
вещества. В результате через некоторое время (также порядка п£Р
х десятков миллионов лет) в этом месте возникает мощней-
восходящий конвективный поток, буквально взламывающий
родящуюся над ним литосферную оболочку и приводящий к
^асколу суперконтинента и центробежному дрейфу его материко-
gblX осколков в разные стороны от бывшего центра такого супер-
хонтинента.
7.2. Этапы эволюции литосферы и лика Земли
Геодинамический анализ структуры Альпийско-Гималайского
и ДРУГИХ более древних, ныне отживших, в частности, Уральско-
го и Аппалачского планетарных поясов сжатия литосферы позво-
ляет рассматривать образование каждого из них как результат «зах-
лопывания» впадины палеоокеана. Следовательно, стадийность эво-
люции литосферы начинается с раскола материка, за которым
может образоваться или не образоваться новая океанская впадина.
Первая стадия — это возникновение на материке обширного
сводово-вулканического поднятия и развитие в его пределах новой
дивергентной границы плит в виде системы рифтовых трещин;
возможно также образование отдельных внутриконтинентальных
рифтовых трещин вне сводового поднятия. Современные приме-
ры таких внутриматериковых трещин — Байкальская рифтовая
система в Азии, провинция Бассейнов и Хребтов в Северной
Америке и Восточно-Африканская рифтовая система. Некоторые
из этих внутриматериковых рифтовых систем вполне определенно
связаны с крупными сводовыми поднятиями, например с Эфи-
опским нагорьем — Африканская рифтовая система. Другие риф-
товые трещины приурочены к краю поднятия, в частности Бай-
кальская — к краю Станового нагорья и Витимского плоскогорья.
Развитие внутриматериковых рифтовых трещин может или про-
должаться, или заглохнуть; вероятно, исход зависит прежде всего
от мощности восходящего мантийного потока. В том случае, когда
расширение трещин прекратилось, но материковая литосфера не
Разорвана полностью, вся рифтовая область переходит в стадию
постепенного остывания. В результате остывания и под тяжестью
накапливающихся осадков поверхность такой впадины опустится
на глубину 10 —12 км за первые десятки миллионов лет, а обрам-
ляющие впадину горы за это время опустятся только на 2,5—3 км.
оа пассивной стадии эволюции внутриконтинентальных рифто-
ВЬ1Х областей происходит постепенное увеличение толщины мате-
риковой литосферы и опускание ее поверхности. В результате ще-
®евая рифтовая трещина переходит в авлакоген (дословно — «бо-
Р°3Дой рожденный»), а на месте сводово-вулканического подня-
я формируется обширная впадина, как, например, Западно-
иоирская, у которой фундамент не только сильно дифференци-
6 с»
и,сч 161
рован, но и глубоко погружен. Отрицательные морфоструктурЬ1
том и другом случае заполняются осадками, вещественный состЛ
которых зависит от ландшафтно-климатических условий.
В процессе дальнейшего раздвижения внутриматериковой рцф_
товой трещины происходит полный разрыв континентально
литосферы и последующее разрастание вновь образованной океа-
нической впадины — это вторая активная стадия эволюции
тосферы. По мере наращивания океанической литосферы риф.
товая трещина постепенно отодвигается от континентально^
окраины и становится осью симметрии разрастающегося бассей-
на, в результате чего вся область перехода от материка к океану
вступает в пассивный период развития. В этот период происходи
остывание, увеличение толщины литосферы и, как следствие
постепенное углубление молодой океанской впадины.
По мере старения, остывания и утолщения океанической ли-
тосферы поверхность в ее переходной зоне погружается, и это
погружение усиливается массой накапливающихся осадков. Мак-
симальная глубина молодой океанской впадины пока еще неболь-
шая и составляет 2,5 — 3 км. Скорость вертикальных перемеще-
ний — опускания поверхности океанической литосферы — наи-
большая в первые десятки миллионов лет после начала ее остыва-
ния. Характер опускания в пассивной переходной зоне по мере
удаления от края континента приводит к увеличению толщины
одновозрастных осадочных слоев.
Надо отметить, что между переходными зонами, образовав-
шимися в результате разрыва континентальной литосферы, в об-
ласти сводово-вулканического поднятия и при раздвижении ще-
левой рифтовой трещины имеются структурные и петрологиче-
ские различия. В пределах ложа океана, развивающегося вблизи
края бывшей сводово-вулканической области, формируется це-
почка подводных вулканических гор, и средние глубины океан-
ской впадины здесь на 1 — 1,5 км меньше, чем в районах океана,
образовавшихся после разрыва щелевой слабовулканической риф-
товой трещины. Примерами современных областей океанских впа-
дин, образовавшихся после раскола сводово-вулканического ма-
терикового поднятия, служат южная часть Красного моря и Аден-
ский залив в Индийском океане, а также Исландско-Фарерский
регион в Северной Атлантике. Большая часть площади Атланти-
ческого океана — хороший пример обширной молодой океанской
впадины. Но в отдельных районах Атлантики эволюция океани-
ческой литосферы (а следовательно, и сама впадина) вступает ®
третий этап: происходит погружение литосферы в мантию. Это ви®10
в островных дугах Малых Антил и Южно-Сандвичевой (Скотта)-
В третьей стадии, на которой в настоящее время находитСЙ
Тихоокеанская впадина и в которую только вступают впадинь1
Атлантического и Индийского океанов, развиты два главных тиб0
162
нцп плит и на них происходят два противоположных процесса.
ГР ифтовой трещине океаническая литосфера рождается, а по пе-
0 ферии впадины, в районах островных дуг и материковой окраины
Р дййского типа она погружается и формируется молодая конти-
а,ертальная кора.
’* Запомним, что литосфера в области внешнего склона глубо-
оводного желоба мало чем отличается от обычной соседней оке-
анической за исключением напряженного состояния, вызванного
Сгибом и сжатием плиты перед погружением. Это проявляется в
изостатически некомпенсированных морфоструктурах (вал, же-
лоб, невулканическая гряда) и в развитии сколов в океанической
литосфере на внешнем склоне желоба, где и появляется серия
уступов. Внутренний склон, прилегающий к островной дуге или к
активной континентальной окраине, имеет различную крутизну
и протяженность в зависимости от того, насколько в его пределах
развита аккреционная призма.
По степени развития аккреционной призмы выделяют два типа
внутренних склонов желобов. Там, где эта призма мала и даже
отсутствует (желоба Марианский, Тонга-Кермадек), на внутрен-
них склонах желобов мало осадков и в этих желобах, вероятно,
затягивается сравнительно тонкий (около 0,5 км) слой осадков.
В других желобах аккреционная призма сильно развита и пред-
ставляет четко выраженную морфоструктуру; примеры — остров
Барбадос в желобе Малых Антил, остров Ментавай в Зондской
дуге, острова Кадьяк, Чирикова, Шумагина в Алеутской дуге.
Скорость наращивания аккреционной призмы определяется
толщиной осадочного слоя, линейной скоростью и временем его
поддвигания. При поддвиге осадочного слоя толщиной в несколь-
ко километров мощная аккреционная призма образуется за пери-
од времени порядка от сотен тысяч до первого десятка миллионов
лет. Под внутренним склоном желоба, на конвергентной границе
плит, развивается метаморфизм высокого давления и сравнитель-
но низких (100 —400 °C) температур.
Современные островные дуги находятся на разных эволюци-
онных этапах. Это позволяет представить эволюционный ряд раз-
вития островной дуги от момента ее заложения вплоть до зрелой
вулканической гряды. На первом этапе, когда происходит раскол
океанической литосферы, более древний, остывший и тяжелый
ее край погружается под более легкий и молодой. В процессе под-
вига появляются сопряженные между собой, изостатически не-
компенсированные морфоструктуры — глубоководный желоб,
^вулканическая гряда и вал. В настоящее время на самом началь-
°м этапе развития поддвига находится хребет Маккуори. Затем
о Расколам, образующимся в пределах наползающего края пли-
’ поднимаются продукты начального вулканизма базальтового
киа. По мере погружения океанической литосферы в мантию
163
появляются самые первые выплавки известково-щелочных Пор0л.
на таком этапе развития находится сейчас Южно-Сандвичеп’
(Скотта) дуга. а
В процессе развития известково-щелочного вулканизма в цре
делах островных вулканических дуг наращивается новая коц-П1~
нентальная кора, увеличивается объем магматических продукт^
Рост континентальной коры приводит к изостатическому подъему
отдельных участков вулканической гряды выше уровня океана
например Курильской гряды. Несмотря на то что развитым вулка’
ническим грядам свойствен довольно широкий петрологический
набор магматических продуктов, устанавливается четкая их смена
по мере увеличения глубины зоны поддвига. В пределах вулкани-
ческого фронта поднимаются толеитовые базальты, а в тылу
щелочные. Вкрест простиранию вулканических гряд по мере уда.
ления от фронта к тылу изменяется состав магматических пород
и, как правило, увеличивается щелочность. Намечается эмпири-
ческая корреляция между глубиной погружения океанической
плиты в мантию и содержанием К2О в вулканических продуктах
(в образованных на больших глубинах концентрациях К2О). У пород
вулканических областей островных дуг достаточно высокие тем-
пературы — около 1000 °C, метаморфизм отличается низким дав-
лением.
Существует также связь между линейной скоростью погружения
океанической плиты, с одной стороны, и вулканической актив-
ностью, а также петрологическими особенностями магматических
пород островных дуг — с другой. К одной группе относятся те
дуги, где линейная скорость погружения океанической плиты со-
ставляет 8 — 9 см/год. Вулканические породы в пределах остров-
ных дуг (Тонга, Идзу-Бонинская, Курило-Камчатская) представ-
лены Телешовыми базальтами, а известково-щелочные и щелоч-
ные серии появляются только в зрелую стадию. К другой группе
относятся островные дуги со скоростью погружения 4—7 см/год.
Здесь развиты главным образом известково-щелочные серии. К дан-
ной группе относятся Алеутская, Индонезийская дуги и дуга Рюкю
(Нансей). В третью группу объединены дуги, где линейная ско-
рость поддвигания океанической плиты составляет несколько сан-
тиметров в год. Эти плиты сложены щелочными породами, свя-
занными щелочно-известковыми вулканитами (например, Калаб-
рийская дуга).
Изучение природы магматизма островных дуг с позиций тек-
тоники литосферных плит пока находится на начальной стадий'
и намеченные закономерности могут быть уточнены и дополнен^
Однако некоторые из выявленных эмпирических закономерности1
можно использовать для восстановления направления, а иногда»
средней скорости поддвигания литосферы палеоокеанов под °сТ
ровные дуги геологического прошлого.
164
Ца четвертой стадии эволюции литосферы процесс сокраще-
я размеров зрелой океанской впадины приводит к тому, что
Н чинастся столкновение между собой островных дуг и конти-
иа[{Тадьных краев литосферных плит, приводящее (из-за малой
Ндотности материковой литосферы) к блокировке процесса на-
п' га — отмиранию конвергентной границы в одном месте и раз-
витию ее в другом. Так, в настоящее время в районе Индонезий-
ского архипелага сталкиваются между собой дуги Молуккская и
Сулавеси, северная окраина Австралии с вулканической грядой —
островом Тимор. Вероятно, в результате более раннего близкого
по геодинамической природе столкновения образовался офиоли-
товый комплекс Папуа. Не исключено, что в недалеком геологи-
ческом будущем в районе Восточного Средиземноморья может
произойти столкновение двух активных континентальных окраин:
Италии (Калабрии) и Греции-Югославии, подобно тому как гео-
логически недавно, всего несколько миллионов лет назад, столк-
нулись между собой Большой и Малый Кавказ.
Весь Альпийско-Гималайский пояс совместно с островными
дугами в районе между Австралией и Юго-Восточной Азией — пре-
красный пример самых разнообразных геодинамических обстано-
вок: столкновения, сжатия, пододвигания и надвигания островных
дуг и континентальных краев плит. Северное обрамление этого гор-
ного пояса демонстрирует, как в процессе сжатия начинают выка-
лываться из азиатской материковой литосферы малые плиты: Тур-
кменская и Узбекская. Граница между этими только еще образу-
ющимися плитами проходит по развивающемуся (или активизиру-
ющемуся) глубинному разлому литосферы (вдоль него начинается
поддвиг края Туркменской плиты под Узбекскую); к нему и при-
урочена Амударья. Северная граница Узбекской плиты трассирует-
ся более четко — это западный отрезок Таласо-Ферганского разло-
ма, по которому происходит правосторонний сдвиг со сжатием;
конвергентная компонента усиливается по мере приближения к
Тянь-Шаню. Восточные границы этих выкалывающихся малых плит
совпадают с предгорьями Западного Памира и Тянь-Шаня. Запад-
ные границы этих плит только еще формируются, вероятно, в райо-
не Аральского моря (Узбекская плита) и между Аральским и Кас-
пийским морями (Туркменская плита). Можно считать, что в Сред-
ней Азии буквально на наших глазах развивается новая обширная
ГоРная область благодаря сжатию материковой литосферы.
Наиболее вероятно предполагать, что снятие сжимающих на-
пряжений в горном поясе (как и вся смена стадий эволюции)
Роисходит из-за перестройки структуры глобальной мантийной
нвекции. После снятия сжимающих напряжений в бывшей ано-
Лз Ьн° сжатой области материковой литосферы преобладают ре-
Ксационные процессы. Поэтому пятую стадию эволюции можно
Бать стадией динамической и термической релаксации.
165
Динамическая релаксация — это восстановление нарущеН11..
изостазии после снятия сжимающих напряжений. Происходит д()11
статочно быстрое вертикальное выравнивание: аномально подця'
тые горные хребты опускаются, а сопряженные с ними предгОп~
ные прогибы и межгорные впадины поднимаются.
Динамические и термические релаксационные процессы пят0
го этапа эволюции литосферы следует рассматривать как внутри
плитовую тектонику. Для того чтобы в пределах сложной глубин
ной структуры, образованной в пределах горного пояса после сщ.
тия сжимающих напряжений, различить все предыдущие стадии
эволюции литосферы, необходимо четко выделить геологические
следы, структурные и вещественные, каждой стадии.
Отметим, что рассмотренная с позиции тектоники плит ста-
дийность эволюции литосферы существенно отличается от гос-
подствовавшей в науке о Земле на протяжении целого столетия
геосинклинальной концепции. Главнейшее отличие заключается
в том, что, согласно тектонике плит, рождение континентальной
коры происходит только в результате погружения в мантию на
достаточно большую глубину океанической коры (из легких и лег-
коплавких дифференциатов в процессе ее дегидратации). Второе
существенное отличие: геосинклинальная модель не учитывала,
что каждый горно-складчатый линейно-вытянутый пояс есть ко-
нечный результат сначала разрастания, а затем сокращения и пол-
ного исчезновения, как правило, больших по размерам (в макси-
мальную фазу) океанских впадин. Поэтому события на границах и
внутри плит, геологические следы которых после замыкания кра-
ев океанской впадины могут оказаться рядом, происходили в при-
роде (возможно, иногда даже одновременно) на расстоянии не-
скольких тысяч километров друг от друга. Иными словами, круп-
ные горизонтальные перемещения литосферных плит в геосинк-
линальной модели не учитывались.
ГЛАВА 8
ЭВОЛЮЦИЯ КЛИМАТА ЗЕМЛИ
8.1. Изменение климата в геологической истории Земли
Главные факторы, ответственные за возникновение комфорт-
ных климатических условий на Земле, — это величина солнечной
радиации, давление и теплоемкость земной атмосферы, опреде-
ляемая составом и влажностью воздуха. Наклон оси собственного
вращения планеты (по отношению к эклиптике) предопределяет
смену времен года, зональность и контрастность климата. Из всех
планет Солнечной системы только Земля обладает уникальными
атмосферой и гидросферой, благоприятными для развития выс-
ших форм жизни. Определяется это удачным стечением многих
обстоятельств: что Солнце — «спокойная» звезда, что Земля рас-
положена на оптимальном от него расстоянии, что у нее имеется
массивный спутник — Луна, а также химическим составом пер-
вичной Земли и другими причинами.
В качестве основного параметра, характеризующего осреднен-
ный глобальный климат Земли, удобнее всего выбрать среднюю
по земной поверхности температуру (для современных условий
Ts= 288 К ~ +14,8 °C). Поскольку у планет с плотной атмосферой
(давление р > 0,2 атм), каковой является Земля, основной меха-
низм выноса тепла с поверхности — конвективный массоперенос
воздуха в тропосфере, то и распределение температуры в ней дол-
жно быть адиабатическим. Согласно адиабатической теории пар-
никового эффекта, средняя температура тропосферы зависит от
солнечной постоянной S, давления атмосферы р, эффективного
значения показателя адиабаты а (определяемого составом и влаж-
ностью тропосферы) и альбедо планеты А (принимается, что
л " Ю- Теория эта была успешно проверена по средним распреде-
лениям температуры в тропосферах Земли и Венеры, что позво-
лило использовать ее для изучения эволюции климата Земли.
Для определения климатических изменений на Земле предва-
рительно необходимо выяснить, как менялись со временем ос-
_ иные параметры процесса, ответственные за установление гло-
^“Льного климата на нашей планете. К таким параметрам отно-
тся солнечная постоянная 5, приземное давление атмосферы,
РЧИальные давления главных компонентов земной атмосферы
167
(азота, диоксида углерода, кислорода и аргона) и равновесда
относительная влажность тропосферы. !|
Теория развития звезд показывает, что за время жизни Зе\1;]
светимость Солнца увеличилась приблизительно на 37 — 38%
2,8-1033 эрг/с до 3,86-1033 эрг/с. Соответственно этому измену
лась и солнечная постоянная с 5 ~ 1 • 106эрг/(см2- с) (4,6 млрд Лег
назад) до современного ее значения S ~ 1,37 • 106 эрг/(см2- с). та_
кое заметное изменение солнечной постоянной, безусловно,
жно было сказаться на изменении климата Земли в геологической
истории. В архее атмосфера молодой Земли (ранее 4 млрд лет на-
зад) могла состоять только из инертных благородных газов с це.
большой добавкой химически пассивного азота; все остальные ком-
поненты современной атмосферы и гидросферы выделились щ
мантии в результате ее дегазации или образовались благодаря жиз-
недеятельности организмов и выветриванию горных пород зем-
ной коры.
Дегазация аргона происходила пропорционально скорости фор-
мирования континентальной коры, характеризуемой тектониче-
ской активностью Земли. Кислород в атмосферу поступал в ос-
новном из двух источников: за счет биогенного фотосинтеза и
процесса восстановления углерода из диоксида углерода, а также
благодаря фотодиссоциации паров воды жестким излучением Солн-
ца (второй механизм действовал в основном только в докембрии,
когда еще не существовало озонового слоя в стратосфере). Однако
наибольшая часть освобождавшегося в докембрии кислорода ухо-
дила на окисление железа и серы. Напомним, что в первичном
веществе Земли содержалось около 13 % свободного (металличес-
кого) и около 24 % двухвалентного железа. К рубежу протерозоя и
фанерозоя (570 млн лет назад) все это железо и большая часть его
оксидов уже переместились в земное ядро. Но в докембрии это
железо благодаря конвективным движениям вещества мантии еще
поступало в рифтовые зоны Земли, где оно контактировало с
океанскими водами, окислялось в них до двухвалентного состоя-
ния и разносилось по всем акваториям океана. Поглощая кисло-
род из океанских вод и атмосферы, двухвалентное железо затем
переходило в трехвалентное состояние и осаждалось в виде гиган-
тских залежей докембрийских железорудных формаций. Весьма
вероятно, что отложение магнетитовых руд при этом происходи"
ло с участием железобактерий, восстанавливавших трехвалентй°е
железо.
В результате парциальное давление кислорода в докембрийской
атмосфере оставалось исключительно низким и не превышало 10 '
В эпохи массовых отложений железорудных формаций 2,8—2,о”
2,2—2,0 млрд лет назад парциальное давление кислорода мог^
понижаться до 10“8— 10-9 атм. Однако с постепенным переход0^
металлического железа и большей части его оксидов из мантиИ
168
с1ущее земное ядро парциальное давление кислорода в атмос-
постепенно повышалось.
™ Как уже отмечалось, появление свободного кислорода в зем-
0Й атмосфере должно было стимулировать эволюцию жизни и
рзникновение новых ее форм с более совершенным метаболиз-
jj0M. По палеонтологическим данным известно, что в среднем
протерозое в изобилии встречаются эвкариотные одноклеточные
вОдоросли, для развития которых требуется небольшое количе-
сТВ0 растворенного в воде кислорода. Еще одной отправной точ-
кой, по-видимому, был момент появления многоклеточных орга-
низмов царства животных. Находки наиболее древних метазоа, как
известно, были сделаны в отложениях нижнего венда возрастом
около 680 млн лет (эдиакаровая фауна Южной Австралии). Но для
организмов царства животных характерен активный обмен веществ
с использованием кислородного дыхания. Поэтому появление ме-
тазоа могло произойти только при достижении парциального дав-
ления кислорода выше критического уровня «точки Пастера»,
приблизительно 10“2 от современного уровня, при котором анаэ-
робный процесс брожения сменился энергетически более выгод-
ным кислородным метаболизмом.
Важно отметить, что время достижения кислородным давле-
нием уровня Пастера и появления первых многоклеточных жи-
вотных почти совпадает с моментом полного исчезновения из
мантии металлического железа — главного поглотителя свобод-
ного кислорода во внешних геосферах Земли. После этого момен-
та дальнейшее накопление кислорода в земной атмосфере должно
было происходить очень быстро вплоть до достижения некоторого
равновесного уровня, регулируемого скоростями генерации кис-
лорода, захоронения органического углерода и реакций окисле-
ния органических веществ в деятельном слое биосферы. Сегодня
этот уровень, по-видимому, отвечает равновесному парциально-
му давлению кислорода в современной атмосфере ~ 234,5 мбар
(вероятно, он оставался близким к этому значению и в течение
последних 200 млн лет господства на Земле цветковых растений).
Можно предполагать, что значительная часть азота современ-
ной атмосферы реликтовая, сохранившаяся еще со времен фор-
мирования Земли около 4,6 млрд лет назад, хотя другая его замет-
ная часть могла дегазироваться из мантии уже на геологической
Стадии развития нашей планеты. С появлением жизни на Земле
около 4,0 4- 3,8 млрд лет назад постоянно происходило связыва-
ние этого газа в органическом веществе и его захоронение в оке-
анских осадках, а после выхода жизни на сушу (около 400 млн лет
Назад) — и в континентальных отложениях. Поэтому за длитель-
ное время развития земной жизни жизнедеятельность организмов
^°гла заметно снизить парциальное давление азота в земной ат-
мосфере, меняя тем самым и климат Земли. Оценивая этот эф-
169
фект, надо учитывать, что органический азот (7Vopr) океанск^
осадков вместе с самими осадками через зоны концентрации оке-
анической коры в архее или через зоны перемещения плит в пр0.
терозое и фанерозое постоянно выводился из акваторий океанов
При этом он частично включался в гранитно-метаморфические
породы континентальной коры или уходил в мантию, но частич-
но вновь дегазировался и опять поступал в атмосферу.
Помимо биогенного процесса связывания атмосферного азо-
та, по-видимому, существует и достаточно эффективный абио-
генный механизм этого же процесса. По расчетам Я. Юнга и М. Мак-
Елроя, заметная фиксация азота в почвах может происходить во
время гроз благодаря образованию при электрических разрядах во
влажном воздухе азотной и азотистой кислот.
Оценить количество выведенного из атмосферы азота сложно
но все-таки возможно. Содержание азота в осадочных породах обыч-
но прямо коррелирует с концентрацией захороненного в них орга-
нического углерода. Поэтому определить количество захоронен-
ного в океанских осадках азота можно по данным о массе погре-
бенного в них органического углерода Сорг. Для этого следует опре-
делить коэффициент пропорциональности между Nopr и Сорг. Та-
кая оценка показала, что соотношение Copr:Nopr в осадках при-
близительно составляет 1 : 0,05, тогда как содержание Ыоргв осад-
ках океанского дна и шельфах ~ 1,36-1020 г, а в континентальных
осадках ~ 5,0 • 1020 г.
В первом приближении можно считать, что развитие жизни в
океане ограничивается содержанием в океанских водах растворен-
ного фосфора, а его концентрация в них с течением времени ме-
нялась мало. Отсюда следует, что биомасса океана всегда остава-
лась приблизительно пропорциональной массе воды в самом океане.
Учитывая предположение о пропорциональности биомассы в оке-
анах массе самих океанских вод, можно приближенно учесть уда-
ление Nopr вместе с океанскими осадками через зоны концентра-
ции и субдукции литосферных плит за время геологического раз-
вития Земли.
Можно определить, что за время геологического развития Земли
за 4 млрд лет благодаря рассматриваемому процессу из атмосферы
Земли было удалено около 19,2-1020 г азота. К этому количеству
азота надо добавить еще массу Nopr ~ 5,0 • 102° г, законсервирован-
ного в осадках континентов и накопившегося там за время поряД"
ка 400 млн лет. Таким образом, всего за время жизни Земли из ее
атмосферы было удалено приблизительно 24 • Ю20 г азота, что эк-
вивалентно снижению давления атмосферы уже на 474 мбар (Д®1
сравнения: парциальное давление азота в современной атмосфер6
равно 765 мбар).
Рассмотрим теперь два крайних случая. Сначала предположим,
что дегазация азота из мантии отсутствовала, тогда можно оПр6'
1,6
Рис. 40. Эволюция парциального давления азота в земной атмосфере:
1 — по гипотезе первичности азотной атмосферы; 2 — принятый вариант; 3 — по
гипотезе дегазации азотной атмосферы из мантии
делить начальное эффективное давление атмосферы Земли в ка-
тархее (т. е. в интервале возрастов от 4,6 до 4,0 млрд лет). Оно ока-
зывается приблизительно равным 1,23 бар, или 1,21 атм. Во вто-
ром случае будем считать, что почти весь азот атмосферы был
дегазирован из мантии за последние 4 млрд лет. Для обоих край-
них вариантов можно рассчитать кривые эволюции парциального
давления азота в земной атмосфере (рис. 40).
Реальной картине изменения этого давления тогда должна соот-
ветствовать некоторая промежуточная кривая, определить поло-
жение которой можно только привлекая дополнительную инфор-
мацию по климатам Земли, существовавшим в прошлые геологи-
ческие эпохи. Такой дополнительной реперной точкой, напри-
мер, может служить информация о развитии наиболее грандиоз-
ного оледенения континентов в раннем протерозое около 2,5 —
2,3 млрд лет назад. Континентальные массивы располагались в
низких широтах, но одновременно с этим и высоко стояли над
Уровнем океана (со средними высотами около 1,5 —2,2 км). По-
этому возникновение такого оледенения могло произойти только
Б том случае, если средняя температура земной поверхности на
Уровне моря тогда не превышала 7—8 °C, т. е. приблизительно рав-
нялась 280 К.
В Раннем протерозое около 2,4 млрд лет назад земная атмосфе-
в основном состояла из азота лишь с небольшой добавкой ар-
пцНа (°Коло 9,6 мбар). Кислород практически отсутствовал, пар-
эяьное давление диоксида углерода тогда не превышало 0,7 мбар,
171
а солнечная постоянная равнялась 5= 1,4 • 106эрг/(см2- с). Прпци
мая для той холодной эпохи Ts ~ 280 К, ~ 8 °C, было найдено, ЧТо
давление аргона должно было быть близким к 1,09 бар, тогда кац
по гипотезе первичности азотной атмосферы в то время оно дОл_
жно было бы быть =1,19 бар, а по гипотезе полностью дегазиро.
ванного азота ~ 0,99 бар. Отсюда следует, что азот современно^
атмосферы приблизительно на 54 % состоит из реликтового газа и
только на 46 % — из дегазированного из мантии.
Диоксид углерода поступал в атмосферу только благодаря де.
газации земной мантии. При этом скорость дегазации СО2 была
пропорциональна тектонической активности Земли и достигала
своего максимума в архее. Одновременно с поступлением СО2 в
атмосферу происходило его связывание в карбонатах. Но для про-
текания этой реакции необходима вода в жидкой фазе, так как
только в этом случае гидратация силикатов сопровождается по-
глощением СО2 с образованием карбонатов. Именно по этой при-
чине существенное влияние на эволюцию парциального давления
диоксида углерода в атмосфере оказала история развития океанов
на Земле.
Судя по изотопно-кислородным сдвигам в архейских морских
кремнях и кремнистых сланцах температура морских вод в архее
достигала 70—90 °C. Подобная ситуация могла наблюдаться толь-
ко в одном случае — при существовании в архее достаточно плот-
ной атмосферы. Но из всех возможных газов только СО2 мог со-
здать повышенное давление атмосферы. Для того времени азота на
Земле было слишком мало, кислорода вообще практически не
было, а такие газы, как метан, неустойчивы и быстро разлагают-
ся под влиянием жесткого излучения Солнца (особенно в присут-
ствии гидроксил-иона, также при этом возникающего во влаж-
ной атмосфере). Однако для накопления в атмосфере заметных
количеств диоксида углерода необходимо было, чтобы процессы
гидратации силикатов происходили заметно медленнее, чем в
последующие эпохи. Но в архее именно такие условия и суще-
ствовали. Так, в раннем архее воды в гидросфере было еще мало и
вместо единого океана существовали только мелководные мор-
ские бассейны, а рифтовые зоны на гребнях срединно-океаниче-
ских хребтов, в которых главным образом и протекают реакШ®
гидратации силикатов, еще высоко воздымались над уровнях®
морей того времени. Кроме того, архейская океаническая к°Р‘‘
была преимущественно базальтовой, а при гидратации базальте®
связывается сравнительно немного диоксида углерода. В резулЫ3'
те еще в раннем архее на Земле образовалась достаточно плотН^
углекислотная атмосфера и возник значительный парников^
эффект.
Оценки показывают, что для разогрева земной поверхности Я
температур около 70—80 °C необходимо, чтобы давление атм°
Лери поднялось до 8—10 бар (при таких давлениях вода кипит
дько при 170—180 °C). Отсюда следует, что в архее сформиро-
вав достаточно плотная атмосфера, состоявшая на 85—90 % из
Бйоксида углерода и на 10—15 % из азота (см. рис. 40). Суммарное
ардение архейской атмосферы превышало 10 бар, а температура
пои парниковом эффекте достигала почти 120 °C. Обратим внима-
ние, что столь значительный подъем температуры и парникового
эффекта в архейской тропосфере был связан не с углекислотным
составом атмосферы того времени, а с ее суммарным давлением.
Если бы при том же давлении атмосфера в архее состояла, напри-
мер, только из азота, то приземные температуры были бы еще
выше и достигали бы 100 °C, а температура при парниковом эф-
фекте превысила бы 140 °C.
В середине архея около 3,4 млрд лет назад уже возник Мировой
океан, перекрывший гребни срединно-океанических хребтов
(рис. 41). В результате заметно усилилась гидратация базальтовой
океанической коры, а скорость роста парциального давления СО2
в позднеархейской атмосфере несколько снизилась. Наиболее ра-
дикальное падение давления СО2 произошло только на рубеже
архея и протерозоя после выделения земного ядра и связанного с
этим резкого уменьшения тектонической активности Земли. Бла-
годаря этому в раннем протерозое столь же резко сократились
выплавки океанических базальтов. Базальтовый слой океанической
коры стал заметно более тонким, чем он был в архее, и под ним
впервые сформировался серпентинитовый слой — главный и по-
стоянно обновляемый резервуар связанной воды на Земле.
Именно по этой причине ко времени около 2,4 млрд лет назад
(т.е. к началу развития Гуронского оледенения) парциальное дав-
'• 41’ Эволюция положения уровня океана (2), глубйны океанических
(7) и среднего стояния континентов (3) по отношению к среднему
уровню гребней срединно-океанических хребтов
173
ление С02 в раннепротерозойской атмосфере резко упало (п
мерно в 10 000 раз) до равновесного уровня, приблизительно ра
ного 0,5 мбар, а общее давление атмосферы снизилось с 7—_g R®'
в самом конце архея до - 1,1 бар в раннем протерозое. При Эт
весь процесс удаления СО2 из атмосферы на рубеже архея и пп
терозоя, по-видимому, занял не более 100—150 млн лет. В резу^
тате состав раннепротерозойской атмосферы стал преимуществ^
но азотным (лишь с небольшой добавкой аргона около 9,6 мбаы
Естественной реакцией на эти события стало резкое похолодал^
климата: средняя приземная температура на уровне океана оцус
тилась с 70 —65 °C в конце архея до 7 —8 °C около 2,4 млрдЛет
назад. В результате резкого похолодания климата практически все
континенты, объединенные тогда в единый суперконтинент Мо-
ногея, оказались скованными гигантским покровным оледенени-
ем. Этому оледенению способствовало также высокое гипсомет-
рическое положение континентов того времени. В дальнейшем пар-
циальное давление СО2 в атмосфере регулировалось средними тем-
пературами океанских вод: в эпохи оледенений, как и сейчас,
оно снижалось до 0,4—0,5 мбар, а в эпохи межледниковья и осо-
бенно в теплом мезозое оно повышалось до 0,7—1 мбар.
Отметим интересную деталь процесса связывания СО2 в карбо-
натах докембрия. В архее океаническая кора по составу была пре-
имущественно базальтовой, поэтому ее гидратация в основном
происходила с образованием карбонатов кальция (известняков).
После образования серпентинитового слоя в раннем протерозое
началась гидратация пород ультраосновного состава и связывание
СО2 в карбонатах магния с формированием мощных толщ доло-
митов.
Расчеты по дегазации диоксида углерода, аргона и генерации
кислорода, а также «реперные» точки эволюции давления земной
атмосферы (до 10 бар в архее и ~ 1,1 бар в начале раннего проте-
розоя) позволили реконструировать историю изменения состава
и суммарного давления азота земной атмосферы на протяжении
всей жизни Земли, изображенную на рис. 40 (на этом рисунке
парциальное давление аргона из-за его малости не показано и
включено в давление азота). После определения эволюции давле-
ния и состава земной атмосферы были выяснены изменения по-
казателя адиабаты влажной атмосферы а, средняя приземная тем-
пература Ts, альбедо тропосферы А, а также эффективная (радиа-
ционная) температура Те.
В катархее, т.е. 4,6—4,0 млрд лет назад, земная атмосфера®
основном состояла из азота с небольшими добавками благоре®'
ных газов, а ее давление достигало приблизительно 0,67 бар. Ие'
смотря на заметное давление атмосферы, Землю в то время сКО'
вывал сильный мороз: ее средняя поверхностная температура оПУс'
калась до -28 °C. Объяснить это можно лишь тем, что в догеолоГ11
174
ое время светимость Солнца была существенно меньшей, чем
1'е-чяс (5 ~ 1 ‘ Ю6 кал/(см2-с) вместо современного значения
с6^ । з7 • 106 кал/(см2- с)].
Как Уже °™ечалось> в архее, судя по кислородно-изотопным
игам в морских кремнях, кремнистых сланцах и продуктах гид-
^рованных коматиитовых лав, климат был исключительно жар-
с температурами, поднимавшимися до 70 —80 °C. Это под-
КБерЖДа1от и теоретические оценки.
Т В течение большей части протерозоя атмосфера Земли остава-
пась в основном азотной, при этом ее давление со временем слабо
падало (за счет связывания азота в органическом веществе и по-
гребения его в осадочных толщах). Однако на температурном ре-
лдаме земной тропосферы это снижение давления почти не ска-
зывалось, поскольку компенсировалось слабым повышением сол-
нечной активности от 1,14-106 кал/(см2-с) (2,4 млрд лет назад)
до ее современного значения 1,37 • 106 кал/(см2- с). Поэтому тем-
пературный режим протерозоя оставался равномерно прохладным
со средними температурами земной поверхности около 10 — 11 °C.
Парциальное давление диоксида углерода, вероятно, не подни-
малось выше 0,5 —0,6 мбар, а давление кислорода около 1,1 млрд
лет назад, по-видимому, достигло уровня 1 мбар. В результате сни-
жения общего давления атмосферы, а также благодаря дрейфу
части континентов Гондваны и Лавразии в высокие широты в
позднем рифее, венде, в раннем и среднем палеозое начиналась
новая эпоха оледенений.
В фанерозое и особенно в конце палеозоя давление земной
атмосферы стало вновь подниматься за счет усиленной генерации
кислорода и достигло своего относительного максимума око-
ло 200 млн лет назад (см. рис. 40). Этому же времени соответству-
ет и наиболее теплый период мезозоя со средней приземной тем-
пературой около 18 °C. По-видимому, тогда же в связи с широким
распространением цветковых растений парциальное, давление кис-
лорода достигло своего равновесного значения, после чего сум-
марное давление земной атмосферы вновь стало снижаться. Кли-
матической реакцией на это событие стало постепенное сниже-
Ние средней поверхностной температуры Земли с 17,8 °C в мезо-
зое до 14,8 °C в настоящее время. В результате наступила новая,
третья по счету ледниковая эпоха, и в середине кайнозоя возник-
ло покровное оледенение Антарктиды, а в плейстоцене — четвер-
тичный период — периодические оледенения на континентах Се- -
БеРНой Америки, Европы и Азии. Другой возможной причиной
НастУпления покровного оледенения в Антарктиде было воздей-
ствие циркумантарктического холодного течения, возникшего как
СЛеДствие раскола Антарктиды с Австралией, отодвинувшейся в
°Роцу к экватору, а также разрушение островодужной перемычки
е*ДУ Южной Америкой и Антарктидой.
175
8.2. Перестройка литосферных плит
При изучении геологической истории Земли еще несколько
десятилетий назад были выявлены такие общепланетарные
ления, как трансгрессии и регрессии океана, глобальные изме-
нения климата, в частности, чередование ледниковых и практи-
чески безледниковых периодов. Более четко эти глобальные кли-
матические и океанские вариации были зафиксированы в фане-
розое. И до появления теории тектоники литосферных плит пред-
принимались многочисленные попытки объяснить природу этих
явлений. Так, например, флуктуации уровня моря Г. Штилле свя-
зывал с заполнением океана обломочным материалом, с опус-
канием дна по вертикальным разломам, с орогеническими цик-
лами и с другими причинами. В конце 60-х — начале 70-х годов
XX века была высказана и количественно проверена гипотеза,
согласно которой глобальные трансгрессии и регрессии Миро-
вого океана обусловлены изменением средней высоты средин-
но-океанических хребтов; высота в свою очередь представляет
собой функцию средней линейной скорости разрастания океа-
нической литосферы.
На протяжении нескольких десятилетий разными исследовате-
лями (в нашей стране А. Б. Роковым и Н. М. Страховым) по эм-
пирическим данным проводились количественные оценки ам-
плитуд и приращения покрывавших сушу объемов воды между
регрессиями и трансгрессиями. Критическое обобщение наиболее
репрезентативных данных по территориям России и США позво-
ляют считать, что на протяжении фанерозоя произошли две круп-
ные общепланетарные трансгрессии. Ближайшая к нам отмечена в
меловое время, а ее максимум — в позднем мелу, 80—100 млн
лет назад. Более ранняя трансгрессия датирована от ордовика до
девона включительно, т.е. от 500 до 350 млн лет назад.
Количественная проверка гипотезы о том, что причиной гло-
бальных трансгрессий и регрессий служат вариации средних ско-
ростей приращения океанической литосферы, была сделана для
позднемелового и кайнозойского времени.
Позднемеловая эпоха
Результаты геоисторического анализа аномального магнитного
поля океана и эмпирическая зависимость глубины дна от возраста
океанической литосферы позволили рассчитать объем каждого
фрагмента системы срединно-океанических хребтов, возвышав'
шегося над уровнем моря на 5500 м1 от 110 до 10 млн лет назад-
1 Такая глубина характерна для абиссального ложа океана; как теперь хор01110
известно, она соответствует возрасту океанической коры = 70 млн лет.
При некоторых упрощающих предположениях была получена
роретическая кривая изменения уровня поверхности океана за
последние НО млн лет. Сравнение теоретически рассчитанных
Результатов (по модели, в которой глобальные изменения уровня
Ярового океана зависят только от средней скорости раздвиже-
ния океанических краев плит) с эмпирическими, полученными
согласно подсчету по литологическим данным площади современ-
ной суши, ранее затопленной водами океана, дает вполне удов-
летворительное совпадение. Подчеркнем, что эрозия позднемело-
вых морских отложений должна приводить к занижению эмпири-
ческих данных о максимальной трансгрессии. При сравнении тео-
ретических и эмпирических данных необходимо также учитывать,
что консервация воды в современных покровных ледниках, кото-
рых не было в позднем мелу и в раннем кайнозое, приводит к
понижению уровня океана на 60—65 м. Эмпирические данные по
территориям России и США, наиболее изученным, для отдель-
ных отрезков времени показали расхождения средних уровней
океана на величину до 100 м. Такие различия могут быть обуслов-
лены как относительными изменениями во времени средних вы-
сот каждого из этих континентальных участков, так и, возможно,
существенными по площади изменениями характера ундуляций
геоида из-за изменения местоположения глубинных аномальных
масс во внешнем ядре и в мантии Земли. В настоящее время мож-
но достаточно уверенно констатировать, что главной, хотя и не
единственной причиной глобальных регрессий и трансгрессий
служат изменения во времени средних скоростей нарастания океа-
нической литосферы в рифтовых трещинах океана. Вполне есте-
ственно считать, что регрессии и трансгрессии уровня океана дол-
жны были существенно влиять на глобальные вариации климата
нашей планеты в фанерозое.
Из-за того что теплоемкость воды намного больше теплоемко-
сти континентальных пород и атмосферы, всякое существенное
увеличение площади морской поверхности за счет уменьшения
суши смягчает сезонные и широтные изменения климата. При за-
топлении водой до 40 % и более площади поверхности континен-
тов смягчающее воздействие трансгрессии на глобальные вариа-
ции климата в умеренных и в высоких широтах должно быть дос-
таточно велико, особенно если учесть, что расширение эпикон-
тинентальных морей создавало новые морские коридоры, по ко-'
торым мог происходить теплообмен между низкими и высокими
Сиротами. В период регрессии, по мере отступления моря, возра-
стала общая континентальность климата Земли, сливались сезон-
ные контрасты, а также похолодание в умеренных и в высоких
Ыиротах.
На широтную зональность климата существенно влияет также
Пространственное расположение материков и океанов. Действи-
177
тельно, при условии относительного постоянства во времени ве~
личины солнечной радиации количество энергии, затрачиваемое
на нагревание атмосферы и поверхности нашей планеты, являет-
ся функцией ее отражательной способности, т. е. альбедо. Хорощ0
известно, что величина альбедо меняется в очень широких преДе_
лах: от 0,05 — 0,10 для океана до 0,70 — 0,90 для снега и льда. По-
этому альбедо — важнейший климатообразующий фактор. Другой
весьма важный фактор, тесно связанный с первым, — способ-
ность к накоплению солнечного тепла, поступающего через ат-
мосферу к поверхности нашей планеты. Океаны и моря благодаря
малому альбедо воды, ее прозрачности и мобильности, а следова-
тельно, и способности переносить тепло на достаточно большую
глубину служат тепловым резервуаром нашей планеты (по срав-
нению с сушей, сохраняющей пренебрежимо малый запас сол-
нечного тепла). Крупные области суши, попадая по мере переме-
щения совокупности литосферных плит в полярные регионы, на-
чинают постепенно покрываться сначала горными ледниками, а
затем (из-за большого альбедо льда и постепенного охлаждения
всей полярной области) и покровным оледенением. Последнее,
таким образом, играет роль глобального холодильника1. Следова-
тельно, наиболее резкая широтная зональность на Земле должна
быть там, где при прочих равных условиях в обеих полярных обла-
стях располагаются крупные массивы суши. Уменьшение площади
поверхности суши в полярных областях, например, в результате
трансгрессии или при отсутствии в этих областях крупных мате-
риковых фрагментов приводят к значительному сглаживанию
широтной зональности и к глобальному потеплению климата Земли.
Такова принципиальная качественная основа для дальнейшей
количественной оценки влияния трансгрессий и регрессий, а также
пространственного расположения материков и океанов на климат
нашей планеты в фанерозое.
При построении качественных или количественных палеокли-
матических моделей необходимо учитывать достаточно много па-
раметров, которые могли весьма существенно варьировать в гео-
логическом прошлом. Естественно считать, что количественная
глобальная модель для расчета палеоклимата должна быть в прин-
ципе близка к современным метеорологическим моделям долго-
срочного прогноза, которые основаны на вычислении теплового
баланса поверхности Земли.
Несмотря на некоторые упрощения (в частности, неучет изме-
нения площади суши при регрессиях и трансгрессиях), получен-
ные оценки дали интересные результаты об изменении климат8
1 Важным климатообразующим фактором нашей планеты из-за больпгог0
альбедо служат также шельфовые и плавучие льды полярных и субполярных °°
ластей Земли.
Северного полушария в мезозое и кайнозое в зависимости от про-
транственного расположения материков и океанов. Полученные
СаНные свидетельствуют о том, что в мезозое климат Северного
Полушария был достаточно мягким и теплым. Средняя годовая
температура поверхности даже на полюсах должна была быть не-
сколько выше нуля, тогда как в тропиках она не превышала 30 °C.
Сейчас средняя годовая температура на экваторе 27 °C, на Север-
ном полюсе -14°C, а на Южном полюсе около -50°C, т.е. пере-
пад температур в Северном полушарии 41 °C, а в Южном 77 °C.
Следовательно, даже на основании первой достаточно грубой ко-
личественной оценки средний перепад температур от полюса к
экватору в мезозое был почти в два раза меньше, чем сейчас в
Северном полушарии, и почти в три раза меньше, чем в Южном.
Похолодание началось в начале кайнозоя и было особенно рез-
ким во второй его половине. Сравнение расчетных данных с эм-
пирическими, полученными по отношению 18О/О16 в юрских бе-
лемнитах, показывает близкое соответствие при оценке средней
годовой температуры для территории Европы (около 20 — 22 °C в
юре; современная средняя годовая температура в этой области
около 12 °C). Но рассчитанная модель занижает температуру в юр-
ское и в меловое время для территории Канады и для Восточной
Гренландии почти на 10 °C. Одной из наиболее вероятных причин
такого занижения теоретической температуры может быть неучет
в модели смягчающего влияния меловой трансгрессии, особенно
существенного в средних и высоких широтах.
Кайнозойская эпоха
Общее похолодание климата на Земле произошло в течение
кайнозоя и особенно быстро развивалось во второй его половине
начиная с олигоцена. Причин было две: первая — в кайнозое мате-
рики подошли к полюсам, а Антарктида с начала кайнозоя нахо-
дилась в полярном регионе; вторая — кайнозойская регрессия
начиная с миоцена усугубилась благодаря захоронению значитель-
ного объема воды в покровных оледенениях. Все это в конечном
итоге привело к существенному похолоданию и в Северном полу-
шарии, которое началось здесь около 10 млн лет, а особенно уси-
лилось около 3 — 3,5 млн лет назад.
Для того чтобы лучше понять природу глобальных и некоторых
крупных региональных изменений климата в мезозое и кайнозое,
необходимо рассмотреть изменение течений в Мировом океане за
Эт°т период, начиная с распада Пангеи. Благодаря результатам
Глубоководного бурения главные теоретические (полученные из
Кинематики плит) положения эволюции современного океана
Проверены по палеонтологическим данным и в основном получи-
ЛИ вполне удовлетворительное подтверждение.
179
Всю мезозойскую историю океанских бассейнов, начиная с
позднего триаса — ранней юры, можно кратко представить ка1(
разрастание Атлантической впадины за счет Тихоокеанской ц с
раннего мела — как разрастание Индоокеанской впадины за счет
уменьшения океана Тетис. Именно эти изменения конфигурации
океанских бассейнов (с учетом разной скорости разрастания дца
глобальной позднемеловой трансгрессии и двух регрессий — триJ
асово-юрской и позднекайнозойской) определили многие изме-
нения в геохимии океана, в особенностях отложений осадков на
дне эпиконтинентальных морских и океанских бассейнов, про-
странственные и временные флуктуации уровня карбонатной ком-
пенсации поверхностных и глубинных течений.
Проиллюстрируем это общее положение несколькими наибо-
лее характерными примерами. Во-первых, раннеюрское раскры-
тие впадины Северной Атлантики, которая в то время распола-
галась в тропиках, привело к образованию и к последующему
усилению в раннем мелу глобального, направленного по часо-
вой стрелке циркумэкваториального течения, которое было глав-
ной причиной хорошо известного палеонтологам рассеивания
космополитной тропической флоры и фауны вплоть до раннего
кайнозоя. Кроме того, в позднеюрское время в Северной Атлан-
тике начал формироваться Палеогольфстрим, который прохо-
дил к северу вдоль нынешнего Ньюфаундленда и сравнительно
мелководного только еще образовывавшегося Лабрадорского
моря.
Хотя начало возникновения впадины Южной Атлантики отно-
сится к самому раннему мелу (около 130 млн лет назад), на про-
тяжении большей части мелового времени этот бассейн из-за под-
водных поднятий оставался изолированным от остального океана.
В этом отношении развитие Южной Атлантики в меловое время
близко к развитию впадины Красного моря в кайнозое, о чем
свидетельствует мощная толща эвапоритов в африканской пере-
ходной зоне, накапливавшейся в сравнительно небольшом и мел-
ководном Южно-Атлантическом бассейне вплоть до начала апт-
ского времени (около 105—110 млн лет назад), когда произошло
опускание (из-за остывания и увеличения толщины литосферы)
хребта Валвис (Китовый) и подводного плато Сан-Пауло.
Несколько позже, около 95 млн лет назад, начался обмен фау-
ной между океаном Тетис и Южной Атлантикой (аммониты а
туронское время), а также между северным и южным атлантиче-
скими бассейнами, превратившимися в единый Атлантический
океан. Вероятно, из-за отдельных мелководных перегородок (нЫ-
нешних подводных вулканических хребтов) и общего теплого кли-
мата нашей планеты в конце мезозоя ни в Северной, ни в Южной
Атлантике нет доказательств активных придонных глубоководны^
течений раньше кайнозоя.
1 ел
На протяжении позднего мезозоя и раннего кайнозоя (вплоть
начала миоцена, когда произошло столкновение Аравии и Ев-
разии и образование двух изолированных впадин — Средиземно-
морской и Индоокеанской) океан Тетис и пришедший ему на
смеНУ после соединения Индостана с азиатским материком Ин-
ийский океан служили проводниками глобального циркумэква-
ториального течения — разносчика космополитной тропической
флоры и фауны. Кроме того, в мелу и в раннем кайнозое тропи-
ческая область океана Тетис оставалась одним из главных аккуму-
ляторов солнечного тепла и поставщиком теплых водных масс в
умеренные и даже в высокие широты Мирового океана. Как пока-
зали палеотемпературные исследования позднемеловых и ранне-
кайнозойских отложений, придонная температура в тропической
зоне была значительно выше, чем теперь.
Тихоокеанская впадина — «прямая наследница» раннемезозой-
ского бассейна (Панталасса), воды которого, вероятно, разогре-
вались на протяжении большей части триаса и юры. Панталасские
осадки, образованные ранее середины юры, к настоящему време-
ни или погрузились в палеожелобах в мантию, или законсервиро-
ваны в существенно деформированном виде в аккреционных приз-
мах палеоостровных дуг по периферии Тихого океана. Поэтому на
основании контуров единой океанской впадины в юрское время
можно лишь предполагать, что (до открытия Северной Атланти-
ки и до образования глобального циркумэкваториального тече-
ния) в пределах Панталасса существовало достаточно широкое и
глубокое, направленное к западу теплое экваториальное течение,
которое разделялось на северную и южную ветви.
Таким образом, ровный и теплый климат позднего мезозоя в
сочетании с относительно однородной по глубине термической
структурой вод Мирового океана, вероятно, способствовал в спо-
койных условиях последовательному отложению карбонатных или
кремнистых (в зависимости от глубины дна) илов.
Продолжавшиеся в позднем мезозое и в кайнозое разделение и
Удаление друг от друга материковых фрагментов Пангеи привели
к возвращению Антарктиды в самом конце мелового времени в
полярный район и к началу работы южного «глобального холо-
дильника». Этот фактор, усиленный кайнозойской регрессией, спо-
собствовал общему похолоданию климата нашей планеты, преж-
де всего за счет понижения температуры в полярных областях.
Проникновение теплых вод в холодные приполярные области, их
охлаждение и опускание привели к существенной термической
СтРатификации Мирового океана по глубине, к развитию мощ-
Hbix глубинных течений, к эрозии и переотложению осадков на
обширных областях. Это явление началось в эоцене, его интен-
сивность существенно возросла в олигоцене и миоцене. Оно было
бусловлено двумя главными, действовавшими в одном направ-
181
лении причинами. Во-первых, постепенным охлаждением клИм
та полярных регионов и началом оледенения Антарктиды ц J*'
вторых, вскрытием прохода через моря Дрейка и Тасманово' т
разделением последних континентальных барьеров, препятсщ^
вавших образованию мощного глубинного циркумантарктичесКо'
го течения, которое было еще усилено после почти полного зак
рытия прохода океанских вод между Юго-Восточной Азией и прц
ближавшейся к экватору Австралией.
Разраставшаяся в течение кайнозоя впадина нынешней поляр
ной и субполярной Атлантики и смещение обрамлявших ее мате-
риков к северу также способствовали общему охлаждению клима-
та нашей планеты, что привело в раннем плиоцене к началу раз.
вития оледенения в Северном полушарии, в районе Чукотки и
Аляски. Теперь на основе результатов глубоководного бурения в
Северной Атлантике установлено, что покровное оледенение Кана-
ды, Гренландии и Фенноскандии началось около 3 млн лет назад.
Можно предполагать, что быстрому распространению оледене-
ния в Европу и Гренландию препятствовало осушение площади
Средиземноморского бассейна, когда около 5 млн лет назад из-за
соединения Атласа и Пиренейского (Иберийского) полуострова
на протяжении 1 млн лет был прекращен доступ в этот глубокий
бассейн атлантических вод, что привело к мощному накоплению
эвапоритов на дне Средиземного моря, а также к более теплому и
сухому климату во всей Европе.
Другое тектоническое событие, которое, вероятно, также мог-
ло косвенно повлиять на развитие покровного оледенения в Ев-
ропе и Америке, — это полное перекрытие островной вулкани-
ческой дугой Панамского прохода. Около 3,5 млн лет назад про-
изошла интенсификация Гольфстрима. Приток теплых вод в вы-
сокие широты Субарктики мог способствовать увеличению здесь
испарения и выпадения большего количества осадков над Грен-
ландией и над Восточной Канадой; как следствие образовалась
отрицательная обратная связь — похолодание и оледенение. Инте-
ресно отметить, что на протяжении большей части кайнозоя цир-
куляция вод через Арктический бассейн происходила только в
одном направлении — из Атлантического океана в Тихий. Лишь
3 — 3,5 млн лет назад, т.е. почти одновременно с началом оледе-
нения Фенноскандии и Канады, началось проникновение (как об
этом свидетельствуют ископаемые моллюски) тихоокеанских воД
в Атлантику.
ГЛАВА 9
ЭВОЛЮЦИЯ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ
И ЖИЗНИ НА ЗЕМЛЕ
9.1. Начальный этап формирования жизни на Земле
Наиболее ранние этапы зарождения, становления и развития
Земли как одной из планет Солнечной системы относятся к обла-
сти сравнительной планетологии. Начало датировки геологической
истории примерно соответствует интервалу 4,0—3,8 млрд лет на-
зад. В геологическом летосчислении наиболее крупные временные
отрезки получили название эоны (археозой, протерозой и фане-
розой). Очевидно, что уже в археозое (архее) существовала жизнь.
Проблематичные остатки организмов датируются временем
3,8 млрд лет, а достоверные найдены в кремнистых породах, воз-
раст которых оценивается в 3,5 млрд лет назад (рис. 42). Начало
архея датируется временем, близким к 4,0—3,8 млрд лет, конец — к
2,6—2,5 млрд лет назад. В архее существовали не только литосфера,
гидросфера, атмосфера, но и биосфера.
Согласно глобальной геодинамической модели развития нашей
планеты, сценарий возникновения жизни на Земле можно пред-
ставить следующим образом. Первичная Земля, сформировавшая-
ся за счет аккреции исходного протопланетного вещества, долж-
на была быть полностью безжизненной планетой. Связано это с
тем, что Земля формировалась из протопланетного газопылевого
вещества, образованного взрывом сверхновых звезд и полностью
стерилизованного жестким космическим излучением задолго до
начала аккреции планет Солнечной системы. Кроме того, на на-
шей планете в те далекие времена еще не было ни атмосферы, ни
гидросферы, т.е. наиболее благоприятных сред для возникнове-
ния, обитания и защиты жизни от разрушения. Земное вещество
с самого начала было резко обеднено летучими соединениями, а
Та их ничтожная часть, которая все-таки освобождалась при уда-
рах и тепловых взрывах планетезималей, тут же сорбировалась очень
Пористым грунтом и оказывалась в недрах Земли при выпадении
Все новых и новых порций протопланетного вещества. К тому же в
ПеРвое время после образования Земли ее поверхность подверга-
лась исключительно интенсивному воздействию мощного потока
0Рпускулярного излучения молодого Солнца, находившегося
°гДа в начале главного этапа своего развития. Этот интенсивный
1RT
Рис. 42. Развитие органического мира во времени (И. А. Михайл0®8'
О. Б. Бондаренко, 1997)
Кат- 1 археи1 1 Архей Протерозой Фанерозой
AR и PRi~PR2 PR3 PZ MZ KZ
1 1 1 И м OJ UJ ЬО b 00 U1 ьз 1 —5_i /ь. J J- i i i * 50 fo jo й 1 1 1 •Л Л о ф о о HI f" t—1 7s Л
Царство бактерии
Царство цианобионты
Царство грибы
Я
я
8
О
§
Низшие растения
я
I
та
i
ч
3
S “
» О
Одноклеточные
й я •
п to
2
§
t Моховидные
Высшие растения
Саркодовые
Губковые
Археоциаты
Книдарии_______
Кольчатые черви
Членистоногие
Моллюски_______
Брахиоподы
. Мшанки________
Иглокожие
! Полухордовые
I Конодонтрфориды
Хордовые
поток корпускул, в основном протонов и ядер гелия, должен был
буквально сдувать с поверхности Земли все остатки газовых со-
^ЯВЛЯЮЩИХ.
После первой активной стадии развития молодого Солнца его
светимость была меньше современной, а условия существования
па молодой, лишенной атмосферы Земле тогда были исключи-
тельно суровыми: с одной стороны, ее поверхность представляла
собой пустыню, а с другой — подвергалась постоянному и интен-
сивному облучению потоками жестких космических частиц.
Неблагоприятные условия для возникновения и развития жиз-
ни на Земле продолжались до тех пор, пока не начал действовать
процесс дегазации земного вещества. Однако событие это могло
произойти только после подъема температуры в недрах молодой
Земли, когда создались условия для возникновения астеносферы
и конвективных движений в мантии, т. е. после начала процесса
выделения земного ядра. При этом образование астеносферы рез-
ко усилило приливное взаимодействие с Луной и существенно
перегрело верхнюю мантию. Этот момент в летописи Земли четко
маркируется началом формирования континентальной земной
коры и массовыми излияниями перегретых коматиитовых лав в
раннем архее. Произошли эти события примерно (4,0—3,9) • 109
лет назад.
На ранних этапах дегазации Земли большая часть попадавшей
на ее поверхность воды и других элементоорганических соедине-
ний поглощалась реголитом первозданного грунта. При этом вы-
сокая пористость и сорбционная способность реголита, по-види-
мому, могли обеспечить наиболее благоприятные условия для
формирования сложных органических соединений и зарождения
жизни. В мелких порах реголита благодаря их большой сорбцион-
ной активности концентрация элементоорганических соединений
могла достигать уровня, необходимого для синтеза более сложных
органических веществ (в морских бассейнах эти соединения ока-
зались бы слишком разбавленными).
Есть веские основания предполагать, что жизнь на Земле заро-
дилась в пропитанном водой и элементоорганическими соедине-
ниями первозданном (вулканическом) грунте около (4,0—3,9) • 109
лет назад. В этом случае зарождение жизни на Земле должно было
совпасть с первым и наиболее сильным тектоническим и геохи-
мическим рубежом в истории ее развития — с моментом выделе-
ния земного ядра, приведшим к началу формирования гидросфе-
PbI, атмосферы и континентальной земной коры.
По мере дегазации Земли и развития гидросферы возникшие в
ФУНте наиболее примитивные формы жизни, вероятно, еще в
иде простых ассоциаций сложных органических молекул или
Римитивных, но уже содержащих рибонуклеиновые кислоты
Разеваний могли переместиться в воду молодых морских бас-
185
сейнов раннего архея. Дальнейшее совершенствование жизни дОл
жно было происходить уже по биологическим законам развцщ
живой материи. 51
В результате еще в раннем архее, по-видимому, появились нац,
более примитивные одноклеточные организмы и водоросли
прокариоты, уже отграниченные от внешней среды защитным^
полупроницаемыми мембранами, но еще не обладающие обособ-
ленным ядром. Наиболее важные палеонтологические свидетель-
ства жизни в архее представлены органическими биомолекулацц
и микрофоссилиями в виде различных остатков — «телец», обо-
лочек и т.д. (3,5 — 3,2 млрд лет назад).
На рубеже 3,2 млрд лет назад обнаружены первые достоверные
строматолиты, представляющие собой продукты жизнедеятельно-
сти бактерий и цианобионтов. Таким образом, в архейском эоне
найдены прокариоты двух царств: бактерии, преимущественно
хемосинтезирующие, анаэробные и фотосинтезирующие циано-
бионты, продуцирующие кислород.
Бактерии и цианобионты в основном состоят из продуктов
жизнедеятельности в виде органических (хемофоссилии) и мине-
ральных скоплений (фосфориты, железистые кварциты, извест-
ковые строматолиты, онколиты, катаграфии и т.д.). Не исключе-
но, что в архее появились и первые эукариоты из царства грибов,
морфологически сходные с дрожжевыми грибами. В начале архея в
составе атмосферы много метана, углеводорода, сероводорода,
аммиака и водяных паров.
В раннем архее, несмотря на интенсивную дегазацию Земли,
масса гидросферы была еще сравнительно небольшой, а парци-
альное давление диоксида углерода в атмосфере было повышен-
ным, о чем свидетельствуют и палеотемпературные исследования
условий отложения архейских осадочных толщ. Так, изотопно-
кисл ородный анализ показывает, что температура вод седимента-
ционных бассейнов превышала 50° и даже могла приближаться к
100 °C. Причем такой подъем температуры происходил несмотря
на то, что светимость Солнца в архее еще оставалась примерно на
25 — 30 % ниже современной. Поэтому лишь существенный пар-
никовый эффект мог тогда не только компенсировать меньшую
светимость Солнца, но и заметно прогревать земную поверхность.
Оценки показывают, что в архее парциальное давление диоксид2
углерода превышало его современное значение на четыре порядка
и достигало 4—4,5 атм.
Помимо диоксида углерода в атмосфере архея уже должны были
накопиться в заметных количествах азот (от 0,1 до 0,5 атм) и парь1
воды. Кислород же в атмосфере еще полностью отсутствовал-
И связано это было не с отсутствием фотосинтезирующих воД0'
рослей, которые в то время уже, по-видимому, появились, П°'
скольку в архее во множестве встречаются железорудные форм2'
till с окисленными формами железа, а с присутствием свобод-
ного (металлического) железа в мантийном веществе. В древних
‘ йфт°вь1Х зонах Земли это вещество постоянно поднималось к
рерхности Земли, вовлекаясь в общий Конвейер движения ли-
ПоСферных плит, при этом активно реагируя с водой гидросферы
I газовыми компонентами атмосферы.
Сейчас мантийное вещество свободно от металлического же-
деза и поэтому его восстановительный потенциал сравнительно
^ал- В архее концентрация свободного железа в мантийном веще-
стве достигала 6 —13 % и его роль как поглотителя всего выраба-
тываемого водорослями кислорода была огромной. Помимо этого
восстановительные реакции на железе должны были приводить к
появлению в атмосфере заметных количеств оксида углерода, что
также сильно отражалось на условиях существования и развития
древней жизни.
9.2. Развитие форм жизни в протерозое
Начало протерозоя — около 2,6—2,5 млрд, конец — примерно
0,6—0,55 млрд лет назад, длительность — около 2 млрд лет. К началу
протерозоя масса воды в гидросфере Земли увеличилась настоль-
ко, что отдельные протоокеаны стали сливаться в единый Миро-
вой океан и его поверхность покрыла средний уровень рифтовых
зон на гребнях срединно-океанических хребтов. На этом первом
тектоно-геохимическом рубеже за счет проникновения океанской
воды в рифтовые зоны степень гидратации океанической коры
раннего протерозоя стала резко возрастать. Примерно за 600 млн
лет океаническая кора полностью насытилась водой, и около 2
млрд лет назад поверхность океана уже успела «оторваться» от
гребней срединно-океанических хребтов и вновь начала повышать-
ся.
Резкое увеличение степени гидратации океанической коры в
раннем протерозое сопровождалось столь же резким усилением
поглощения диоксида углерода с образованием карбонатов. В ре-
зультате в начале раннего протерозоя парциальное давление ди-
оксида углерода в земной атмосфере стало даже несколько более
Низким, чем современное.
Несмотря на резкое уменьшение концентрации диоксида угле-
Р°Да в раннепротерозойской атмосфере, содержание кислорода в
ней по-прежнему оставалось низким. Связано это с тем, что в
МаНтии раннепротерозойского возраста еще сохранилось 4—6%
Металлического железа и оно продолжало играть роль мощного
п°глотителя кислорода. При этом реакция окисления железа, по-
1!ИДимому, происходила в два этапа. Вначале металлическое желе-
3°, поступавшее в рифтовые зоны вместе с горячими мантийны-
187
ми породами, окислялось до двухвалентного состояния, а посп
выноса растворимых в воде двухвалентных гидроксидов железа
открытый океан окислялось до трехвалентного состояния уже кИс
лородом, вырабатывавшимся из водорослей и железоокисляюцщ
бактерий. Трехвалентное железо, нерастворимое в воде, выпадал-
в осадок и накапливалось вместе с кремнеземом в залежах желез
ных руд.
Оценки показывают, что количество железа, поступавшее тог-
да через рифтовые зоны Земли в океаны, по массе значительно
превосходило возможную массу кислорода, генерировавшегося в
биосфере раннего протерозоя. Отсюда следует, что в атмосфере
раннего протерозоя по-прежнему было мало кислорода, но в от-
личие от атмосферы архея в ней уже было исключительно мало
диоксида углерода и тем более оксида углерода. Таким образом, к
концу раннего протерозоя, около 2 • 109 лет назад, атмосфера в
основном состояла только из азота с небольшими добавками во-
дяного пара, аргона, сотых долей процента диоксида углерода и
следами кислорода.
Снижение парциального давления диоксида углерода в раннем
протерозое сказалось и на климате Земли. Прежде всего умень-
шился парниковый эффект и существенно понизилась температу-
ра земной поверхности. Но в то время светимость Солнца еще
оставалась примерно на 10 % ниже современной, и результатом
этого было наступление около 2,5 • 109 лет назад первого в исто-
рии Земли ледникового периода. В дальнейшем ледниковые периоды
случались довольно часто. Важно подчеркнуть, что ни одного до-
стоверного свидетельства существования оледенения в архее не
имеется.
На рубеже архея и протерозоя переход состава атмосферы от
химически активного углекислотного к нейтральному, безуслов-
но, должен был сказаться и на организации земной жизни. По-
видимому, с этим явлением следует связывать возникновение в
протерозое принципиально новых форм эукариотных одноклеточ-
ных организмов и водорослей с четко обособленным ядром и дру-
гими органоидами.
По фактическим палеонтологическим данным, в протерозое
возникли аэробные бактерии и первые эукариоты трех царств:
грибы, растения и животные, представленные микрофоссилия-
ми, отпечатками, продуктами жизнедеятельности и хемофосси-
лиями. Аэробные бактерии и одноклеточные водоросли появились
на рубеже 1,8—1,7 млрд лет; многоклеточные водоросли — на
рубеже 1,0 млрд лет, но, возможно, и раньше, примерно около
1,4 млрд лет назад. Животные возникли позднее растений: досто-
верные одноклеточные животные известны с рубежа 1,0 млрд лет,
а многоклеточные — около 0,7 млрд лет назад, хотя не исключи
ется их более раннее появление.
188
разнообразие жизни особенно возросло во второй половине
отерозоя: в рифее (1,7—0,67 млрд лет назад) и в венде (670—
млН лет назад)- В конце рифея (700 млн лет назад) началась
3 емнеземная биоминерализация, по-видимому, связанная с зо-
лотистыми водорослями. Но особенно характерны для рифея и в
меньше^ степени для венда строматолиты, представленные мощ-
ными толщами биогенных известняков глобального распростра-
нения. Строматолиты были сформированы в результате жизнедея-
тельности цианобионтов в симбиозе с бактериями, ставшими
первыми строителями рифов в истории Земли.
Отсюда следует, что и второй крупный тектоно-геохимический
рубеж докембрия, связанный с эволюцией гидросферы и ее влия-
нием на процессы образования земной коры, одновременно столь
Время Акритархи Колони- альные коккоидные микро- фоссилии Нитчатые септиро- ванные формы Чехлы Микро- фоссилии сложной формы
Венд 1 1 Юдомский ® ® О © 0Р О ® ° © АХ @ © ° л & ®® g ©ЛГ ® % $ ©? «о” $ & ® t < >1 Г . IV сшп> ^2сшю
>5 О •е S й. 1 Нижний-средний | Верхний 1 I Учурско- Керпыльский Лахандин- Аимчанский Уйский
рис. 43. Микрофоссилии рифея и венда Восточной Сибири (К. С. Лосев
и др., 2001)
189
же резко изменил географическую обстановку на Земле и пред0
пределил появление более совершенных форм земной жизни.
Металлическое железо исчезло из мантии лишь на рубеже пРо.
терозоя и фанерозоя. В связи с этим тогда же перестал действовать
и механизм связывания атмосферного кислорода железом. В ре.
зультате парциальное давление атмосферного кислорода, оставав-
шееся низким почти до самого конца протерозоя, стало бысгр0
повышаться, что вызвало особый период развития биоты — вещ
Этот этап развития жизни, начавшийся примерно 670 млн лет
назад, продолжался около 80—100 млн лет и ввиду уникальности
биоты того времени обособлен в так называемый вендский пери-
од. Для венда характерен первый максимум биоразнообразия. Здесь
встречены многочисленные и разнообразные прокариоты (бакте-
рии, пианобионты) и эукариоты (растения, животные, грибы).
Особенно впечатляют микрофоссилии, имеющие стенку органи-
ческого происхождения (рис. 43), и отпечатки мягкотелых много-
клеточных животных. Такие микрофоссилии представлены не толь-
ко бактериями, цианобионтами, беспозвоночными животными,
нитчатыми водорослями, но, по-видимому, и спорами мхов. Если
это так, то первыми наземными растениями могли быть вендские
мхи.
Особенность вендской биоты — общепланетарное развитие
мягкотелых многоклеточных животных, которые не имели мине-
рального скелета (эдиакарская фауна). Животные представлены
книдариями (медузы, полипы), кольчатыми и плоскими червя-
ми, членистоногими и иглокожими. Помимо этого для венда ха-
рактерны многочисленные проявления жизнедеятельности живот-
ных (следы ползания, проедания грунта, норки) и продукты жиз-
недеятельности цианобионтов (строматолитовые известняки).
9.3. Фанерозой — время явной жизни
Если принять, что суммарная биомасса фитопланктона, гене-
рирующего кислород в океане, определяется количеством раство-
ренных в его водах соединений фосфора, и учесть, что концент-
рация фосфора в океане всегда оставалась равновесной по отно-
шению к базальтам океанической коры и близкой к современной
концентрации, то оказывается, что масса фитопланктона в пр°" |
терозое не сильно отличалась от современной. Необходимо такЖ I
учитывать, что только захоронение органического углерода в осад-
ках ведет к накоплению кислорода в атмосфере. В позднем пр°те'
розое и раннем палеозое наземной растительности, по-видйМ0'
му, еще не существовало и поэтому до середины палеозоя не быЛ°
угленакопления, но консервация органического углерода в ом-
анских осадках, битумных и черных сланцах происходила уже тог
190
Причем следует предположить, что интенсивность этого про-
веса в протерозое была даже большей, чем в фанерозое, по-
jL-одьку в океанах господствовала восстановительная среда и орга-
Сцческие остатки фитопланктона консервировались в осадках без
Деления. Древние бассейны нефтегазонакопления не сохрани-
сь, а были графитизированы или уничтожены последующими
фоническими процессами, поэтому их отсутствие в современ-
ных геологических разрезах не может служить критерием оценки
интенсивности этих процессов в глубокой древности, тем более
что в докембрии графитизированные и черные сланцы распрост-
ранены исключительно широко.
В докембрии почти весь освобожденный за счет жизнедеятель-
ности существовавшего тогда фитопланктона кислород затрачи-
вался на окисление двухвалентного железа до трехвалентного. Ког-
да железо перестало поступать из рифтовых зон в океаны, пар-
циальное давление кислорода в атмосфере венда—кембрия дол-
жно было быстро возрасти до уровня, соизмеримого с совре-
менным. Этот третий резкий геохимический рубеж в геологиче-
ской истории Земли самым радикальным образом изменил гео-
графическую обстановку на ее поверхности: отныне земная ат-
мосфера из восстановительной превратилась в окислительную.
В этой новой ситуации наиболее эффективными оказались те фор-
мы жизни, обмен веществ которых был построен на реакциях
обратного окисления органических веществ, синтезируемых ра-
стениями. Поэтому в конце протерозоя получили развитие пер-
вые одноклеточные, а затем многоклеточные организмы царства
животных. Дальнейшее повышение парциального давления кис-
лорода в земной атмосфере (и растворенного кислорода в гидро-
сфере) стимулировало быструю эволюцию этих животных форм
и уже к началу кембрийского периода привело к возникновению
практически всех типов позвоночных и беспозвоночных живот-
ных, давших в последующие геологические эпохи столь широ-
кое разнообразие жизни.
Фанерозойский период начался около 600 — 530 млн лет назад
и продолжается до сих пор. Начало фанерозоя устанавливается по
появлению животных, которые обладали секреционными мине-
ральными скелетами. Это явление носило массовый характер и
наблюдалось почти у всех животных.
На протяжении фанерозоя неоднократно происходили значи-
тельные преобразования (биотические события), зафиксирован-
ные в изменении разнообразия организмов (рис. 44). Эти события
°пРеделяются, с одной стороны, массовым появлением новых
РУпп организмов, а с другой — массовым вымиранием организ-
°в высокого таксономического ранга.
Три эры (палеозойская, мезозойская и кайнозойская) суммарно
Р°Должались 530 — 570 млн лет, причем наибольшую длитель-
191
Рис. 44. Распространение беспозвоночных в фанерозое ("К. С.Лосев и др., 2001)
сТь имела палеозойская эра. Остановимся подробнее на особен-
ностях биологического разнообразия, характерного для каждой
из этих эр.
Палеозойская эра
В палеозойской эре (около 570 — 250 млн лет назад, продолжи-
тельность 320 млн лет) присутствуют пять царств: бактерии, циа-
Нобионты, грибы, растения и животные (см. рис. 42). Рифострои-
телями в начале палеозоя стали археоциаты, затем строматолиты,
кораллы, мшанки, губки и красные и зеленые водоросли, выде-
ляющие известь.
Палеозой подразделяется на шесть периодов: кембрий, ордо-
вик, силур, девон, карбон, пермь.
Для кембрия (570 — 505 млн лет назад, продолжительность
65 млн лет) характерно первое массовое появление животных,
имевших секреционные минеральные скелеты — фосфатные, из-
вестковые, кремниевые. Среди них — почти все типы животных,
известные в настоящее время, в том числе и хордовые. Из живот-
ных только в кембрии существовали археоциаты. Бурный расцвет
испытали трилобиты, хиолиты, некоторые гастроподы, брахио-
поды с органической фосфатной раковиной, древние иглокожие
и группы неясного систематического положения, в том числе ак-
ритархи. С кембрия следы жизнедеятельности животных становятся
Рие. 45 рек0НСТруКцИЯ среднекембрийской биоты по ископаемым сланцам
Берджес (Канада) (К. С.Лосев и др., 2001):
Ископаемые губки, черви, членистоногие моллюски, иглокожие и др.
с®иточ
1Q3
сложнее и разнообразнее, что связано с многообразием поведен
ческих реакций. В кембрии возникли первые наземные беспозво.
ночные, представленные червями и членистоногими (многоног
ки). Преобладающая часть кембрийской биоты обитала в морскцх
бассейнах (рис. 45). Рифостроящих цианобионтов докембрия сме-
нили археоциаты и водоросли, выделяющие известь.
С ордовиком (505 — 440 млн лет назад, продолжительность
65 млн лет), особенно со средним, связано второе массовое появ-
ление разнообразных многоклеточных, имевших известковый ске-
лет: это различные книдарии (строматопораты и кораллы), голо-
воногие моллюски с прямыми раковинами, брахиоподы, иглоко-
жие. В ордовике продолжается расцвет трилобитов, появляются
мечехвосты и граптолиты. Рифостроящие организмы, в первую
очередь строматопораты и кораллы, приходят на смену кембрий-
ским рифостроящим археоциатово-водорослевым сообществам.
Позвоночные (один из подтипов хордовых), хотя и немногочис-
ленны, но уже представлены двумя классами бесчелюстных (те-
лодонты и разнощитковые). В конце ордовика массово вымирают
многие древние группы беспозвоночных.
Силур (440 — 410 млн лет назад, продолжительность около
30 млн лет) — самый короткий период палеозойской эры, знаме-
нателен появлением наземных растений, имеющих облик трав (ри-
ниофиты). На суше кроме растений и многоножек встречаются
скорпионы. В водной среде возникают первые челюстноротые,
представленные рыбами. Происходит обновление морских беспоз-
воночных, среди фораминифер появляются первые представите-
ли с известковой раковиной (ранее существовали только агглю-
тинированные формы). Широко распространены разнообразные
книдарии, головоногие моллюски с прямыми раковинами, чле-
нистоногие, брахиоподы, иглокожие, граптолиты и др.
Основные биотические события девона (410—360 млн лет назад,
продолжительность 50 млн лет) следующие: появление первых
наземных позвоночных и увеличение разнообразия высших расте-
ний и членистоногих. Растения представлены риниофитами и их
потомками — плауновидными, хвощевидными, папоротниковид-
ными и голосеменными, некоторые из них имеют древовидную
форму. В этот период образуется почвенный покров. Дифференци-
ация растений по фитогеографическим областям пока отсутству-
ет, наземные позвоночные представлены земноводными — стего-
цефалами. Сушу продолжают осваивать многочисленные члени-
стоногие, появляются первые пауки, клещи, насекомые. Разно-
образны и морские беспозвоночные девона, распространены ам-
мониты — одна из важнейших групп головоногих моллюсков, при-
обретают большое значение конодонты. Среди лагунных члени-
стоногих встречаются гигантские эвриптероидеи до 1,5 — 2 м в ДЛИ'
ну. В пресноводных и морских бассейнах обитают разнообразны6
нм
бесчелюстные и челюстноротые. Бесчелюстные этого времени —
геЛодонты, разнощитковые, костнопанцирные. Среди челюстно-
сотых известны представители всех классов рыб: пластинокожие,
акантоды, хрящевые и костные. Особенно многочисленны кост-
ные рыбы — кистеперые, двоякодышащие и лучеперые, в том
числе палеониски, обычно приуроченные к лагунным и конти-
нентальным бассейнам. Не случайно девон называют веком рыб.
С карбоном, или каменноугольным периодом (360—286 млн лет
назад, продолжительность 74 млн лет), связан расцвет наземной
биоты. Высшие растения, более многочисленные и разнообраз-
ные, чем в девоне, представлены не только низкорослыми фор-
мами, имеющими облик трав, но также кустарниками и деревья-
ми. Древесные формы иногда достигают в высоту 50 м (различные
плауновидные и хвощевидные растения). Началось глобальное на-
копление огромных масс погибших растений, давших начало уголь-
ным толщам. В этом периоде произошла первая дифференциация
растительности на фитогеографические области (Еврамерийская,
Ангарская и Гондванская).
Заметно пополнился мир наземных позвоночных. Особенно
разнообразны древние земноводные — стегоцефалы. Вместе с ними
появляются первые парарептилии (котилозавры) и настоящие
рептилии (лепидозавры, зверообразные). Из беспозвоночных сушу
освоили брюхоногие моллюски с легочным типом дыхания. Воз-
росло многообразие членистоногих: пауков, скорпионов и насе-
комых. Среди летающих насекомых известны гигантские формы,
размах крыльев которых достигал 1 м.
Испытывали расцвет многие группы морских беспозвоночных,
в том числе фораминиферы (фузулиниды), кораллы, моллюски,
мшанки, брахиоподы, иглокожие; среди водных позвоночных
преобладали акуловые и лучеперые рыбы.
Для перми (286 — 250 млн лет назад, продолжительность 36 —
40 млн лет) характерно не только появление, но и массовое вы-
мирание в конце периода многих групп организмов. В то время
произошло преобразование наземной и морской биот. На суше
возросло число и разнообразие голосеменных растений, но нача-
ли быстро сокращаться и исчезать лепидодендроновые (плауно-
видные) и каламитовые (хвощевидные). В пермский период зна-
чительно уменьшилось число и разнообразие стегоцефалов, но
зато увеличилось разнообразие парарептилий (котилозавры, сей-
йуриаморфы) и особенно рептилий (синаптозавры, лепидозав-
РЫ, текодонты, зверообразные).
В конце перми зафиксировано массовое вымирание ряда групп
^Ивотных, характерных для морской биоты палеозоя в целом.
Исчезли фузулиниды, табулятоидеи, тетракораллы, трилобиты,
ЭвРиптероидеи, многие аммониты, брахиоподы, мшанки, мно-
Г11е морские лилии, рыбы — акантоды и т.д.
195
Мезозойская эра
Мезозойская эра (250—65 млн лет назад, продолжительност
185 млн лет) подразделяется на три периода: триасовый, Юрскцл
меловой. Для этой эры характерен новый расцвет большинсть’
типов животных и растений, появившихся ранее. В наземной био
те преобладали пресмыкающиеся (век рептилий), возникли мле
копитающие и птицы. Из растений господствовали голосеменныё
и папоротниковидные, в мелу к ним присоединились покрытосе-
менные (цветковые). Очередной расцвет растений, среди которцх
было много древесных форм, привел к новой эпохе углеобразова-
ния, особенно значительной в юре. Разнообразна и морская био-
та: в то время существовали практически все отряды и почти все
типы царства животных.
Триас (250—215 млн лет назад, продолжительность 35 млн лет) -
период, особенностью которого является переходный характер
систематического состава биоты. Продолжали существовать палео-
зойские реликты и совместно с ними обитали вновь возникшие
группы организмов, характерные для мезо-кайнозоя. Так, среди
наземных растений по-прежнему преобладали голосеменные, а в
отделе папоротниковидные появились новые группы. В начале триа-
са фитогеографическая дифференциация палеозоя изменилась,
возникли три новые области: Сибирско-Канадская, Евро-Синий-
ская и Австралийская. В среднем триасе произошла смена палео-
фитной флоры на мезофитную.
Заметно сократилось число земноводных: постепенно вымерли
стегоцефалы, их экологические ниши заняли бесхвостые земно-
водные (лягушки, жабы). Увеличилось разнообразие пресмы-
кающихся: возникли динозавры, птерозавры и крокодилы.
Продолжали существовать многочисленные зверообразные пре-
смыкающиеся, давшие в позднем триасе первых млекопитающих
небольших размеров (яйцекладущие), внешне напоминающих крыс.
В позднем триасе появились и первые представители класса птиц,
о чем свидетельствует недавняя находка в верхнетриасовых от-
ложениях Техаса неизвестного ранее ископаемого, названного
Protoavis.
В морях обитали шестилучевые кораллы и первые аммониты с
аммонитовой лопастной линией, правильные морские ежи и ДР-
Среди позвоночных можно назвать костистых рыб и различны^
водных рептилий (ихтиозавры, плезиозавры и плакодонты). Вмс-
сте с тем в течение триаса вымерли характерные для палеозоя
группы беспозвоночных животных, как, например, головоноП,е
моллюски с прямой раковиной, аммониты с цератитовой лопает'
ной линией, некоторые брахиоподы и т. д.
Юра (215—145 млн лет назад, продолжительность 70 млн лет)"
период расцвета папоротниковидных и разнообразных голосемей'
196
х растений и мощное углеобразование, которое по масштабам
^явнимо с карбоновым.
СР р[а юру приходится расцвет пресмыкающихся. Помимо форм,
Читавших на суше (динозавры, зверообразные), известны водные
°педставители (плиозавры, плезиозавры), а также освоившие воз-
rfVUiHoe пространство (птерозавры). Возможно, уже возникли и
дСТояш.ие веерохвостые птицы. Среди динозавров встречаются
первые гиганты. Появился новый подкласс млекопитающих — сум-
чатые. Среди наземных беспозвоночных — расцвет насекомых.
В морях начали встречаться новые группы беспозвоночных:
планктонные фораминиферы, необычные коралловидные дву-
створки (рудисты), разнообразные аммониты и белемниты, воз-
росло разнообразие морских ежей, мшанок и многих других. По-
явились новые водоросли — диатомовые и динофитовые. Многие
ранее возникшие организмы испытали в юре расцвет.
Основное биотическое событие мела (145 — 65 млн лет назад,
продолжительность 80 млн лет) — появление и интенсивное раз-
витие покрытосеменных — цветковых растений, что повлекло за
собой возрастание многообразия насекомых. Продолжался расцвет
наземных и летающих пресмыкающихся. Среди наземных репти-
лий преобладали динозавры как ящеротазовые (тиранозавры, брон-
тозавры и страусоподобные целурозавры), так и птицетазовые (сте-
гозавры, анкилозавры, цератопсы, игуанодоны и утконосые). Кры-
латые пресмыкающиеся были представлены птеродактилями. В мелу
появились первые плацентарные млекопитающие (насекомоядные,
хищные, копытные, приматы и др.).
В морских бассейнах на фоне преобладания костистых начался
новый расцвет рыб. Несколькими группами были представлены
морские пресмыкающиеся (ихтиозавры, плезиозавры, плиозав-
ры, мозазавры), нередко достигавшие гигантских размеров. Чрез-
вычайно разнообразны были морские беспозвоночные: продол-
жали существовать коралловидные двустворки (рудисты), своеоб-
разные брюхоногие моллюски (неринеиды), головоногие моллюски
(аммониты и белемниты), брахиоподы, морские ежи и многие-
многие другие.
В конце мелового периода, вероятно, произошло крупнейшее
массовое вымирание многих групп животных и растений. В мор-
ских бассейнах исчезли аммоноидеи, ихтиозавры, завроптеригии,
На суше — динозавры и освоившие воздушное пространство пте-
розавры. Полностью вымерли различные голосеменные растения
(оеннеттитовые, кейтониевые, чекановскиевые). В других группах
Резко сократилась численность видов — до 30—50 %.
Рассмотрим природу крупных экологических рубежей фанеро-
з°я на протяжении последних 550—600 млн лет развития жизни
а нашей планете. Не отрицая полностью влияния космических
^Кторов на развитие жизни на Земле, можно высказать убежде-
197
ние в том, что ведущую роль в этом процессе играли чисто Зем
ные факторы. Конечно, наша планета — одно из многих косМ1.~
ческих тел, но возникновение на ней жизни (в известной нам
форме) представляет собой уникальное, специфически земно»
явление. И главные причины экологической эволюции в фанер0
зое, как и в предыдущие эпохи, обусловлены глобальной тект0'
никой нашей планеты в самом широком понимании этого слова'
В частности, такое событие, как выход и расселение на конти-
нентах растений и животных, можно объяснить двумя факторами-
во-первых, повышением содержания кислорода в земной атмо-
сфере, во-вторых, дегазацией мантии и повышением уровня оке-
ана до уровня поверхности континентов.
Вполне естественно считать, что регрессии и трансгрессии уров-
ня океана должны были существенно влиять на глобальные вариа-
ции климата нашей планеты в ее геологическом прошлом. На про-
тяжении фанерозоя имели место две общепланетарные трансгрес-
сии. Первая крупная трансгрессия, начавшаяся в ордовике, при-
вела к появлению на поверхности материков в мелководных мо-
рях океанских форм жизни. В конце ордовикской трансгрессии,
около 400 млн лет назад, эти формы оказались в условиях исчеза-
ющих морских бассейнов и выжили те виды животных и расте-
ний, которые могли приспособиться к жизни на суше. Другой
пример — развитие жизни в океанах в процессе дрейфа материков.
Действительно, изменение пространственного расположения,
размеров и формы как континентов, так и океанов в фанерозой-
ской истории Земли оказывало существенное воздействие на мощ-
ность и структуру океанских течений, а следовательно, и на рас-
пределение биологической продуктивности, т.е. на формирова-
ние экологических систем, наиболее приспособленных к тем или
иным природным условиям.
В качестве одного из примеров связи развития жизни с текто-
никой литосферных плит полезно рассмотреть то влияние, кото-
рое в настоящее время оказывают на видовое распределение мор-
ских организмов современное расположение материков и океа-
нов, а также климатическая зональность. Почти 90 % всех видов
морских животных обитает на континентальных шельфах или мел-
ководьях, около подводных возвышенностей и островов на глу-
бинах менее 200 м. Следовательно, можно считать, что и в фане-
розое основное развитие морской фауны также происходило на
небольших глубинах. При этом в настоящее время наиболее богата
мелководная морская фауна в тропиках, где наблюдается боль-
шое число высокоспециализированных видов.
Разнообразие и количество морской фауны уменьшаются
мере увеличения широты. Однако в приполярных регионах би°'
продуктивность океанов вновь существенно увеличивается, а ®
средних субтропических широтах — наименьшая продуктивно*^
19Я
еанов. Степень разнообразия современной мелководной морс-
0 й фауны хорошо коррелирует с устойчивостью пищевых запа-
В то же время на одинаковой широте огромное разнообразие
^ауны наблюдается близ побережий небольших сухопутных обла-
® еЛ в океанах, где обеспечивается стабильность пишевых ресур-
сов Особо следует выделить области апвеллингов, в которых глу-
бцнные, богатые фосфором и органическими соединениями воды
поднимаются по континентальному склону к поверхности, давая
обильную пищу мелководным организмам. В этих районах возни-
кают своеобразные оазисы жизни среди сравнительно пустынных
вод прилегающих акваторий. Примерами таких оазисов могут слу-
жить Перуанская и Западно-Африканская зоны апвеллинга в Ти-
хом и Атлантическом океанах.
Естественно, что формирующиеся в результате рифтогенеза
глубоководные океанские котловины становятся существенным
препятствием для распространения мелководной фауны. Вулка-
нические дуги, возникающие над зонами погружения океаниче-
ской литосферы в мантию, и внутриплитовые цепочки вулкани-
ческих островов часто служат хорошими путями распространения
морской фауны, особенно когда такие цепочки имеют субширот-
ное простирание и (или) находятся, как, например острова По-
линезии и Микронезии, в пределах единого климатического пояса.
Другим механизмом расселения мелководной фауны могут быть
миграции личиночных форм этих животных. Тем не менее в ре-
зультате достаточно разделенного современного положения каж-
дого из крупных материков заселяющая их шельфы морская мел-
ководная фауна в настоящее время развивается в 30 провинциях и
характеризуется сравнительно небольшим процентом общих для
всех этих провинций видов. Оценки показывают, что современная
мелководная морская фауна насчитывает на порядок больше ви-
дов по сравнению с гипотетической единой фаунистической шель-
фовой провинцией.
Используя эти закономерности расселения мелководной фауны
с учетом данных о дрейфе континентов, о распределении палео-
глубин в древних океанах и сведений об эвстатических изменениях
Уровня Мирового океана, а также климатические следствия этих
явлений, можно попытаться объяснить характер изменения числа
таксонов мелководной фауны в фанерозое, например, массовую
тибель многих групп животных на границе палеозоя и мезозоя.
Разделение в раннем палеозое большинства континентальных
Фрагментов и преимущественное их расположение в тропических
и Умеренных широтах, а также существование шельфовых облас-
тей у каждого из них привели к значительному возрастанию в
°РДовике числа семейств мелководной фауны. Такое возросшее
^сло семейств в процессе эволюции морской фауны сохранялось
на Протяжении большей части палеозоя.
В
1QQ
На границе перми и триаса, когда почти все континентально
фрагменты объединились в единую Пангею, климат Земли потец6
дел и число биологических провинций на шельфе Пангеи нескоды
ко сократилось. Кроме того, регрессия пермско-триасового вре
мени привела к резкому сокращению площадей мелководных
рей. В таких условиях на границе перми и триаса могли выжцТь
лишь те представители мелководной фауны, которые способны
находить пишу в придонных слоях. Иными словами, фаунисти-
ческие семейства, выжившие на рубеже палеозоя и мезозоя, дол-
жны были быть экологически похожи на те, которые сейчас вы-
живают в неустойчивых условиях окружающей среды, в то время
как популяции, развивавшиеся в палеозое в стабильных услови-
ях, подобных современным тропическим, после образования Пан-
геи оказались менее приспособленными и обреченными на выми-
рание. Поэтому можно думать, что быстрое вымирание многих
видов морской фауны на рубеже палеозоя и мезозоя было обу-
словлено сокрашением числа экологических ниш и снижением
потенциальных возможностей биопродуктивности шельфовых
морей, окружавших этот единый материк, что в свою очередь было
вызвано сокращением количества фаунистических провинций,
площадей обитания и менее стабильными, чем ранее, внешними
условиями шельфовой области Пангеи.
Естественно, что начавшееся в раннем мезозое разделение ма-
териков и обшее значительное потепление климата Земли приве-
ли к постепенному увеличению разнообразия животного мира,
которое быстро возрастало в кайнозое по мере обособления шель-
фовых провинций различных материков друг от друга и возник-
новения резкой контрастности климатических зон Земли. Разуме-
ется, такой самый общий подход к проблеме эволюции жизни
требует существенного развития и детализации. Например, хоро-
шо известна массовая и быстрая гибель многих видов кораллов на
океанических островах в начале позднего мела. Но именно в этот
период была последняя глобальная трансгрессия, обусловленная
увеличением средней скорости нарастания океанической лито-
сферы, которая привела к «перекачиванию» карбонатов из океа-
нов в мелководные, небывало обширные континентальные моря
и к отложениям на их дне меловых осадков. Поэтому причиной
гибели кораллов и многих видов моллюсков (например, РУДИ0'
тов) в середине мелового периода было обеднение вод открытого
океана карбонатом кальция.
Поясним это еще одним достаточно общим примером. Хорой0
известно, что мезозой вместе с позднепермским временем палеО'
зоя был эрой рептилий, а кайнозой — эрой млекопитающих.
200 млн лет развития в пермско-мезозойское время возникло тольй0
20 отрядов рептилий, тогда как за кайнозой (интервал времен0
втрое короче первого) — около 30 отрядов млекопитающих-
ЭЛЛ
разительное Различие можно объяснить после сравнения усло-
рйй развития рептилий и млекопитающих.
Заметим, что начальный период бурного развития наземных
оертилий совпадает с образованием из двух суперконтинентов —
давразии и Гондваны — единой Пангеи, с периодом регрессии
океана и со сравнительно мягким глобальным климатом, кото-
рый установился в конце перми (после смещения нынешней Ан-
тарктиды из южной полярной области).
На протяжении триаса и юры, когда начался распад Пангеи,
между ее фрагментами еще не прерывались более или менее устой-
чивые экологические связи. Следовательно, на протяжении зна-
чительной части времени развития рептилий в пределах суши или
существовала единая экологическая провинция, или было очень
небольшое число полуизолированных провинций. Ясно, что в та-
ких условиях не могло возникнуть большого разнообразия репти-
лий. Только в меловое время, когда началось развитие нескольких
достаточно изолированных друг от друга материковых фрагмен-
тов, в этот последний период расцвета рептилий образовалась
примерно половина от общего количества отрядов класса пре-
смыкающихся.
В раннем мелу, когда еще, вероятно, оставались связи между
«разбегающимися» осколками Пангеи, произошло расселение
примитивных млекопитающих. В позднем мелу — раннем кайно-
зое (т. е. во время начала расцвета млекопитающих) благодаря зна-
чительному удалению друг от друга отдельных континентов и еще
продолжавшейся морской трансгрессии сформировалось несколько
крупных, существенно или полностью изолированных друг от друга
материковых провинций. В частности, в начале кайнозоя, как те-
перь известно из анализа аномального магнитного поля Поляр-
ной Атлантики, еще сохранялись сухопутные связи между Амери-
кой и Европой (до эоцена). Но Евразию в позднем мелу и в ран-
нем кайнозое разделяло крупное внутреннее море, простиравше-
еся через Западную Сибирь от океана Тетис до Ледовитого океана.
При этом между Аляской и Чукоткой, по крайней мере периоди-
чески, возникали сухопутные связи через нынешний Берингов
пролив. Таким образом, на протяжении позднего мела и первой
половины кайнозоя в пределах Лавразийских материков образо-
вались три не полностью изолированные друг от друга экологи-
ческие провинции, в которых сформировалось много отрядов
'млекопитающих.
Экологическое разделение провинций в пределах Гондванских
Материков началось, вероятно, несколько раньше, чем в Лавра-
Зийских. В позднем мелу Африка была уже достаточно удалена от
остальных материков гондванской группы; в то же время большая
Масть этого континента была затоплена мелководными морями,
°торые разделяли ее на две или три сухопутные области. Отде-
эт
лившаяся от Гондваны еще в раннем мелу, но ставшая достаток
но самостоятельной экологической провинцией лишь в позднее
мелу Южная Америка была почти полностью разделена мелко-
водным морем в бассейне нынешней Амазонки на две сухопутные
области. Кроме того, в позднемеловое время существовали еще
две изолированные сухопутные провинции: Индийская и Австра-
ло-Антарктическая; последняя в позднемеловое или раннекайно-
зойское время разделилась на две.
Итак, восемь—десять существенно изолированных друг от друга
сухопутных экологических провинций, развивавшихся в раннем
кайнозое, — главное условие родового разнообразия класса мле-
копитающих. Отметим, что соединение в позднем кайнозое не-
скольких материковых фрагментов и сокращение числа экологи-
ческих провинций до четырех — Австралийской, Центрально-
Южно-Американской, Эфиопской, или Африканской (южнее
Сахары), и самой обширной, включающей Евразию с Индоста-
ном, Северную Африку и Северную Америку, — привели к вы-
миранию 13 отрядов сухопутных млекопитающих. При этом в кон-
курентной борьбе выжили лишь те, которые в первой половине
кайнозоя развивались в не полностью изолированных экологи-
ческих провинциях. Млекопитающие, формировавшиеся до соеди-
нения различных материков в совершенно изолированных усло-
виях, оказывались, как правило, менее приспособленными и
погибали.
Более общий вывод, который на основе анализа позднемезо-
зойской и кайнозойской эволюции дна Мирового океана можно
пока только наметить, как нам представляется, сводится к сле-
дующему: все главные рубежи геологической истории (и, как след-
ствие, разделение геохронологической шкалы на эры, периоды и
эпохи) в значительной степени обусловлены такими событиями,
как столкновения и расколы материков в процессе глобального
перемещения совокупности литосферных плит.
Заметим, что в конце палеозоя все материки были собраны в
Пангею (быть может, лишь за исключением Китайской платфор-
мы), а начало мезозоя — начало раскола этого суперконтинента.
В частности, в триасе начался, но так и не состоялся раскол Евро-
пы и Азии в районе нынешней Западно-Сибирской низменно-
сти, а также начался откол Северной Америки от Африки и Ев-
ропы, который в начале юры привел к образованию молодой оке-
анической впадины Северной Атлантики. В начале мела Африка
откололась от Южной Америки и Антарктиды, которые также
разделились между собой. Начало мелового периода — откол Ин-
достана от Антарктиды и Австралии. В конце мела — начале кай-
нозоя откалываются современное Новозеландское плато и поД'
водный хребет Лорд-Хау от объединенного материка АнтарктиД1,1
и Австралии; эти материки раскалываются, и Австралия удалЯеТ'
d в сторону экватора. В тот же период (на рубеже мела и кайно-
оЯ) в Северном полушарии отделяются Северная Америка, Грен-
«андия и Европа. В результате в кайнозое образуется Полярная
Атлантика. Кроме того, в самом начале кайнозоя Аравийская плита
^кололась от Африканской и началось образование Красного моря
й Аденского залива.
Наконец, середина кайнозоя — начало столкновения Индо-
сданской плиты с Азией и формирование крупнейшего в настоя-
щее время горного пояса. Разумеется, все эти события влияли на
палеотечения, палеоклимат и на всю эволюцию экологической
системы нашей планеты в геологическом прошлом, что и нашло
объективное отражение при составлении геохронологической
шкалы и ее делении на эры, периоды и, возможно, эпохи.
Естественно, что при геоисторическом анализе проблемы эво-
люции флоры в геологическом прошлом необходимо использо-
вать также мобилистский подход и учитывать экологическое рав-
новесие в каждой из областей, которые разъединялись и объеди-
нялись в процессе дрейфа континентов в составе литосферных
плит. Только комплексное изучение биосфер прошлого на основе
анализа становления их взаимосвязей в условиях дрейфа матери-
ков и океанов можно рассматривать как наиболее перспектив-
ное. Естественно, что вся биосфера Земли на протяжении свыше
3,5 млрд лет развивается как единое целое.
Особое внимание следует обратить на развитие биосферы в
кайнозое, поскольку в конце этого периода появляется человек.
Кайнозойская эра
Кайнозойская эра (65 млн лет назад — настоящее время) под-
разделяется на три периода: палеоген, неоген и четвертичный. На
суше кайнозой — время господства цветковых растений, насеко-
мых, птиц и млекопитающих; в морских бассейнах — расцвет во-
дорослей, червей, моллюсков, мшанок и костистых рыб, а также
различных типов царства простейших. Углеобразование наблюда-
ется преимущественно в неогене.
Палеоген (65 — 25 млн лет назад, продолжительность 40 млн
Дет). Среди наземных растений наиболее многочисленная группа —
Цветковые растения, появившиеся в предыдущий меловой период.
Палеоген — время широкого глобального распространения млеко-
питающих: яйцекладущих, сумчатых, но определяющим было мно-
гообразие плацентарных (древние хищники, древние копытные,
Примитивные приматы и др.). На суше обитали также чешуйчатые
Рептилии, черепахи и гаттерии, а в пресных водах — крокодилы.
Достаточно разнообразны были новые беззубые птицы.
Среди водных позвоночных преобладали костистые рыбы. Было
М'<ОГО видов морских беспозвоночных, в том числе «гигантских»
£
203
фораминифер (нуммулитид), новых групп кораллов, двустворЧа
тых и брюхоногих моллюсков, морских ежей.
Неоген (25 — 2 млн лет назад, продолжительность 23 млн лен
Неогеновая водная и наземная биота приближается к современ'
ной, в неогеновых морях резко сокращается число нуммулитид ц
возрастает количество планктонных фораминифер. Многочислен,
ны и разнообразны костистые рыбы. Постепенно приобретают
современный облик земноводные и рептилии. Выделились круп,
ные страусоподобные птицы. Продолжается расцвет плацентар.
ных млекопитающих: непарнопалые (гиппарионы) и парнопалые
(олени, верблюды, свинообразные), новые хищники (саблезубые
тигры), хоботные (мастодонты). В конце этого периода появляют-
ся первые люди.
Четвертичный период (2 млн лет — настоящее время). Фауни-
стическая и флористическая характеристики квартера очень близ-
ки к таковым неогена. Учитывая это, некоторые палеонтологи
склонны рассматривать четвертичный период как часть неогена.
Для него чрезвычайно характерна экспансия человека и его влия-
ние на биосферу.
Итак, появление жизни на Земле теперь можно достаточно
уверенно датировать временем начала тектономагматической ак-
тивности Земли около 4 млрд лет тому назад. Первый этап разви-
тия жизни на Земле в архее характеризовался расцветом и пол-
ным господством прокариотных форм, в основном архебактерий.
Всего вероятнее, источниками энергии этих примитивных форм
жизни тогда служили хемогенные реакции типа тех, которые се-
годня используются термофильными бактериями в горячих ис-
точниках («черных курильщиках») срединно-океанических хреб-
тов. Это тем более вероятно, что в архее, по-видимому, существо-
вала достаточно плотная углекислотная атмосфера с давлением
до 4—5 атм, в результате чего средние температуры у поверхности
Земли могли достигать 50 °C.
В целом архейская атмосфера и гидросфера характеризовались
восстановительными условиями, о чем, бесспорно, свидетельству-
ют геологические данные, хотя в то время должен был действо-
вать механизм освобождения кислорода за счет фотодиссоциации
паров воды жестким ультрафиолетовым излучением Солнца. Од-
нако большая часть этого кислорода поглощалась процессами окис-
ления железа.
Следующая радикальная перестройка биоты происходила иа
рубеже архея и протерозоя, т.е. около 2,5 млрд лет назад, когда
средняя температура у земной поверхности достаточно быстр0
понизилась в раннем протерозое. С этим понижением температурь’’
в частности, следует связывать формирование первого в исторг’1
Земли почти глобального гуронского оледенения (2,5—2,3 млрДлеТ
назад). Не исключено, что в биоте океанов того времени поив11'
9П4
сЬ первые фотосинтезирующие микроорганизмы — синезеле-
\1е водоросли и строматолиты. Однако восстановительные усло-
в атмосфере и гидросфере остались и даже усилились в связи
в массовыми отложениями уникальных железорудных формаций
раннего докембрия.
р По-видимому, уже на рубеже раннего и среднего протерозоя,
около 1,8 млрд лет назад (после окончания эпохи массового отло-
жения железорудных формаций), появились первые эукариотные
одноклеточные организмы, образовавшиеся, скорее всего, благо-
даря эндосимбиозу прокариотных бактерий, причем такой эндо-
симбиоз с цианобактериями породил способные к фотосинтезу
эукариотные водоросли.
На рубеже среднего и позднего протерозоя началась следующая
глубокая перестройка трофической структуры океана, связанная
с повышением в атмосфере парциального давления кислорода и
с бурным распространением эукариотных организмов, в том чис-
ле фитопланктона. Это обстоятельство, а также последующее раз-
витие биоминерализации, рост биологической переработки осад-
ков и прогрессирующая колонизация бентали повлекли за собой
существенные изменения в характере седиментогенеза от архаич-
ного к современному.
В конце протерозоя и венде произошла еще одна весьма ради-
кальная перестройка жизни на Земле: возникли многоклеточные
высшие водоросли и, главное, появились метазоа, сформирова-
лось царство животных, метаболизм которых уже был построен
на потреблении кислорода из внешней среды. В это же время и в
самом начале кембрия появились практически все известные се-
годня типы, а в некоторых случаях и классы организмов. Проис-
ходили перестройки биоты и в последующие геологические эпо-
хи, но все они носили характер дифференциации и эволюцион-
ного развития организмов в рамках уже сформированных крупных
таксонов.
Сейчас стало ясно, что важнейшим рубежам развития жизни
соответствовали крупнейшие тектонические события в геологи-
ческой жизни самой Земли. Например, появление жизни совпа-
дает с первыми импульсами тектоническай активности на нашей
планете, проявившимися около 4,0 млрд лет тому назад, т.е. толь-
ко приблизительно через 600 млн лет после образования Земли.
Переход от горячего климата архея с его плотной азотно-углекис-
л°тной атмосферой к прохладному климату протерозоя только с
аз°тной атмосферой ознаменовался расцветом синезеленых водо-
р°слей, пришедших на смену цианобактериям, возникновением
первых нитчатых водорослей и распространением строматолито-
Ь1Х форм этих же водорослей. Несколько позже (после окончания
п°хи массового отложения в океанах железорудных формаций)
°чвились эукариотные формы жизни. Скорее всего это событие
205
было связано с этапами развития самого океана и возникновец^
ем в атмосфере первых заметных количеств кислорода.
После полного перехода металлического железа из мантии в
ядро около 600 млн лет назад исчез главный «потребитель» кисло
рода на Земле и этот живительный газ начал быстро накапливать
ся в атмосфере и гидросфере, а равновесное содержание кислор0.
да в этих геосферах уже стало регулироваться только биологиче-
скими процессами.
На исчезновение свободного железа из мантии биологическая
эволюция ответила буквально взрывом высокоорганизованной
жизни на Земле, появлением царства животных и возникновени-
ем практически всех существующих и сегодня типов организмов
Из приведенных рассуждений, подкрепленных расчетами, следу-
ет, что эволюция жизни тесно связана с глобальной эволюцией
самой Земли. Очевидно, что феномен этот требует отдельного и
более внимательного изучения.
Интересно рассмотреть и условия выхода жизни на континен-
ты. Не исключено, что заселение суши бактериями произошло
еще в докембрии, о чем могут свидетельствовать, в частности,
красноцветные коры выветривания среднего и позднего протеро-
зоя. Но выход на сушу высокоорганизованной жизни представля-
ет собой совершенно уникальный феномен, связанный с корен-
ной перестройкой метаболизма организмов и появлением в цар-
стве животных форм, обладающих легкими — органом, идеально
приспособленным к газообмену в воздушной среде. Безусловно,
такое могло произойти только после повышения парциального
давления кислорода в атмосфере до некоторого критического пре-
дела.
Еще один важный фактор, обусловивший выход жизни на сушу
и формирование биосферы Земли, — подъем уровня воды океана
во время трансгрессии до уровня поверхности суши. Большую часть
геологического времени биота Земли развивалась в океане и ис-
пользовала «мокрую» технологию поддержания своего существо-
вания. Хорошо известно, что в среднем организмы на 90 % состо-
ят из воды, а оставшиеся 10% приходятся на углерод. Остальные
биогены (вещества, необходимые для жизни) составляют вели-
чины менее 1 %. Поэтому жидкая вода — это условие существова-
ния жизни.
До того как жизнь вышла на сушу, сама суша представляла
собой пространство, поверхность которого была похожа на то,
которое сейчас можно наблюдать в нивально-гляциальной зоне
вблизи ледников или в так называемых «оазисах» в Антарктиде
Эти поверхности были представлены тремя типами: скальным11
водонепроницаемыми, скальными трещиноватыми, а следователь'
но, водопроницаемыми поверхностями и рыхлыми отложений'
ми, которые тоже хорошо проницаемы для воды. Когда в ниваЛЬ'
206
0_гЛяциальной зоне проходит дождь, то буквально через 10 —
мин все указанные поверхности оказываются сухими, так как
поды по водонепроницаемым скальным поверхностям быстро сте-
кают в русла водотоков, а на трещиноватых и рыхлых отложениях
проникают в глубину и уже подземным путем также попадают в
б0дот°ки или горизонты грунтовых вод. В результате испаряться с
поверхности Земли было практически нечему: на континентах не
существовало заметного континентального влагооборота, так как
рся поступавшая на сушу вода из океана быстро стекала снова в
океан.
Чтобы жизнь могла существовать на суше, на ней должно было
образоваться подобие океана, т.е. система, которая удерживала
бы воду, давала ей постоянно испаряться, вступать в круговорот
воды, формировать облака, выпадать в виде дождя и затем повто-
рять этот цикл над континентами снова и снова. Такую систему и
сформировала биота на суше. Микроорганизмы и грибы создали
особое тело — почву на поверхности суши, которая не является
геологическим, а представляет собой субстрат, выполняющий
важнейшие биологические и экологические функции. Одна из та-
ких важнейших функций — поддержание континентального кру-
говорота воды, что обеспечивает существование всех видов орга-
низмов на суше.
Почва — это прежде всего пористое тело с такими размерами
пор и межагрегатных пространств, которые способны удерживать
определенный объем воды даже после того, как поступление этой
воды прекратилось (например, после дождя или снеготаяния).
Оценки показывают, что в среднем за год в почвенном слое тол-
щиной 50 см постоянно содержится 10-сантиметровый слой воды.
Поэтому вполне понятно, что почву часто относят к гидросфере
и даже называют ее «океаном, насыщенным наносами», как оке-
ан называют «почвой, насыщенной водой». Общий запас воды в
почвах оценивается как (0,6— 1,0) • 1014м3.
Когда после дождя почва пропитывается водой, с ее поверхно-
сти идет интенсивное испарение, но оно быстро затухает по мере
высыхания поверхностного слоя почвы. Сохранить интенсивность
и постоянство этого процесса способствует сформировавшийся
Растительный покров, который позволяет приблизить интенсив-
ность испарения на суше к интенсивности такового в океане.
° Растительном покрове испаряющей системой служит листовая
поверхность.
Листовой индекс — отношение площади листьев к площади их
Проекции на поверхность Земли — для леса составляет 8, для тра-
востоя и кустарника — 4, для пустынь и тундры — 0,7, в среднем
континентов — 4. Это означает, что испаряющая поверхность
Всей листовой массы растительности планеты почти в 2 раза больше
Пощади Мирового океана. Однако с учетом смены времен года в
Северном и Южном полушариях, когда в умеренных широТа.
листва зимой опадает, степная трава отмирает, а хвойные дереву
снижают интенсивность транспирации, можно считать, что п;1ск
щадь испарения листьев равна или несколько больше площади
Мирового океана. Таким образом, биота, выйдя на сушу, «вьгга.
щила» на нее некоторые особенности океана, которые обеспечц.
вали функционирование организмов суши по той же «мокрой»
технологии.
Круговорот воды на суше, пересчитанный в слой воды, в ца.
стоящее время ежегодно составляет: осадки — 80 см, испарение —
50 см, сток воды в океан — 30 см. Появление жизни на суше в три
раза увеличило круговорот воды по сравнению с безжизненной
сушей, при этом 2/3 круговорота контролируется транспирацией
растений, т. е. биотой суши. Таким образом, вода на суше биоло-
гически накапливается в почве, в самих организмах и в атмосфере
(за счет транспирации). В океане биота также может влиять на ис-
парение путем изменения плотности живых организмов в поверх-
ностном слое воды, а также путем выделения поверхностно-ак-
тивных веществ.
Из-за большой площади листовой поверхности транспирация
может существенно превосходить испарение с площади оголен-
ной земли и даже с открытой акватории. Согласно наблюдениям,
в естественных лесных экосистемах до 90 % падающей солнечной
радиации поглощается листьями и расходуется на транспирацию.
Поэтому вырубка лесов в результате хозяйственной деятельности
человека снижает транспирацию.
Мощность транспирации в 2,5 раза превосходит мощность рас-
сеивания ветровой энергии на Земле. Нерегулярные циркуляци-
онные потоки в атмосфере типа циклонов и смерчей вызываются
выделением энергии скрытой теплоты парообразования при кон-
денсации атмосферной влаги. Таким образом, изменение транс-
пирации может влиять на циркуляционный режим атмосферы.
Особенно мощная транспирация наблюдается во влажных тро-
пических лесах, где именно она определяет режим осадков и сто-
ка на огромных площадях. Листовой индекс в таких лесах выше 10.
Влажные тропические леса, насыщенные водой, наиболее богаты
по биоразнообразию, численности организмов и биомассе.
Многие биохимические реакции идут с образованием свобод-
ной воды. Процесс круговорота биогенов на последней стадий
разложения организмами-консументами (консументы — потреби-
тели, от английского «consume» — потреблять) органического ве-
щества, создаваемого при фотосинтезе, когда органика минера-
лизуется, завершается образованием воды, диоксида углерода и
газообразных и растворимых соединений азота и фосфора. Поэто-
му не исключено, что биота наряду с дегазацией воды из мантии
участвовала в образовании гидросферы. Синтез воды древней би°'
ОАО
т0Й мог осуществляться из СН4 и СО2, которые, вероятно, при-
сутствовали в палеоатмосфере.
Сейчас можно утверждать, что современный Мировой океан и
многие процессы в нем контролируются биотой. Так, известно,
что вся вода океана дважды в год проходит через организмы мор-
ской биоты. В океане также строго выдерживается соотношение
основных биогенов — углерода, азота, фосфора, кислорода, на-
зываемое отношением Редфилда, которое совпадает с отношени-
ями этих биогенов при синтезе органического вещества.
Океанизация суши биотой — это впечатляющий пример того,
как жизнь, материализованная в биоте, формирует и регулирует
окружающую среду для создания оптимальных условий своего
существования и сохранения.
ГЛАВА 10
ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ МЕЗОЗОЯ И РАННЕГО
КАЙНОЗОЯ
10.1. Рельеф поверхности Земли
Имеющиеся данные позволяют предполагать, что перемеще-
ние литосферных плит, а следовательно, изменение взаимного
расположения материков и океанских впадин, формирующих са-
мые общие черты лика Земли, происходит на протяжении не
менее чем 4 млрд лет, т. е. всей геологической истории нашей пла-
неты.
При реконструкции рельефа дна Мирового океана оказывает-
ся, что самый древний возраст земной коры в пределах современ-
ного океана меньше 200 млн лет. По характеру аномального маг-
нитного поля и данным бурения лишь в отдельных местах удается
установить линейную скорость разрастания дна океана в геологи-
ческом прошлом только до 160 млн лет, следовательно, восста-
новление рельефа дна Мирового океана для более раннего време-
ни лишено надежной основы.
Общие предпосылки реконструкций палеорельефа
Как свидетельствуют результаты палеомагнитных исследований
образцов горных пород, отобранных на континентах, и геоисто-
рические данные (в их мобилистской интерпретации), в конце
палеозоя — начале мезозоя современные материки были объеди-
нены в Пангею. Соответственно в то время была и единая океан-
ская впадина. Распад Пангеи, начавшийся в раннем мезозое, при-
вел к образованию нескольких новых океанских впадин и к со-
кращению площади единой, более древней позднепалеозойской
впадины. Начало распада Пангеи — удобный репер для палеотек-
тонических реконструкций вообще и рельефа дна Мирового океа-
на в частности.
В настоящее время большинство палеомагнитологов считает,
что главное магнитное поле нашей планеты, осредненное за сот-
ни тысяч лет, с хорошим приближением может быть описано полей
осевого центрального диполя. Действительно, палеомагнитнымй
исследованиями по четвертичному периоду и неогену установл6'
но, что среднее состояние геомагнитного поля за любой проМе'
П1П
-q-oK времени порядка 105 лет — это поле центрального диполя,
оиентированное по оси вращения Земли.
в настоящее время все имеющиеся палеомагнитные данные
позволяют считать, что (по крайней мере в течение мезозоя и
кайнозоя) с хорошим приближением для их описания при усло-
вий мобильности материков в составе литосферных плит может
быть использована модель осевого центрального диполя для Зем-
ли, размеры которой близки к современным.
Вариации радиуса нашей планеты за последние 200—300 млн
лет не могли превышать нескольких процентов от современного,
в среднем не более 6—10%. Такой допуск обусловлен реальной
погрешностью результатов палеомагнитных исследований.
Для осевого центрального диполя палеомагнитные данные по-
зволяют получить палеошироту и направление палеомеридиана,
но в силу осевой симметрии поля они не могут определить палео-
долготу. Эффекты, обусловленные силой Кориолиса, в принципе
для всех геологических эпох позволяют сопоставить географиче-
ский палеоэкватор с палеомагнитным. При осадконакоплении об-
ломочных пород эффект Кориолиса приводит к отклонению ори-
ентировки текстур шламовых потоков от максимального падения
склона: вправо — севернее экватора, влево — южнее. Кроме того,
этот эффект определяет направления современных и древних пас-
сатов, откуда следует асимметрия гряд барханного типа на мелко-
водье и в субаэральных условиях, большее развитие левого отрога
гряды в Северном полушарии и правого — в Южном.
Проверка этого принципа, выполненная для позднего палеозоя
(средний карбон — пермь), показала, что характер и знак асим-
метрии вне экваториальной зоны 0—5° совпадают с палеомагнит-
ной широтой; палеоэкватор в позднекарбоновое — раннепермское
время проходил в Европе по линии Одесса—Лондон, а в Север-
ной Америке (которая тогда составляла с Европой единый мате-
рик) палеоэкватор протягивался от мыса Сент-Чарлз на полуостро-
ве Лабрадор далее на запад вдоль озера Верхнего и реки Колорадо.
К концу пермского периода, насколько позволяют судить па-
леомагнитные и палеогеографические данные, все материки, со-
ставлявшие единую Пангею, сместились к северу на 10—15°. Сле-
довательно, палеомагнитные исследования позволяют с погреш-
ностью в несколько градусов как по широте, так и по направле-
нию палеомеридианов восстановить пространственное положение
Пангеи в конце палеозоя — в начале мезозоя. Реконструировав
°нертания этого единого материка, получаем и форму океанской
нпадины того времени (рис. 46). Таким образом, на основе палео-
магнитных данных можно грубо, с ошибкой в несколько градусов
По широте и 10 — 20° по долготе, проэкстраполировать взаимное
Расположение континентов от начала распада Пангеи в раннем
Мезозое и до настоящего времени.
211
Рис. 46. Расположение материков и океанов 200 (А) и 100 (Б) млн лет
назад по палеомагнитным данным
Сильными реперами первой внутриконтинентальной стадии
рифтогенеза служат одновозрастные щелочные и бимодальные
вулканические провинции в краевых зонах материков по разные
стороны геологически молодых океанских впадин, а также палео-
рифтовые впадины в краевых зонах континентов, протягивающиеся
параллельно или под углом к простиранию береговой линии. При-
мерами таких впадин могут служить трог Бенуэ в Африке или
выводной ледник Ламберта в Восточной Антарктиде. Возраст ныне
разобщенных щелочных базальтовых провинций, которые совме-
щаются при «закрытии» океанских впадин и подгонке континен-
тов по очертанию их окраин (для мезозоя 10 млн лет), указывает
на начало раскола единого праматерика и разделение его оскол-
ков, образующих ныне самостоятельные материки. Дополняют,а
иногда и уточняют эту информацию результаты стратиграфии6'
212
кцх исследований осадков, заполняющих палеорифтовые впади-
СЬ1 в краевых зонах разобщенных теперь континентов.
* Естественно, что при теоретическом совмещении краев мате-
ков (составлявших единый континент на протяжении значи-
тельного отрезка геологического времени) необходимо учитывать
несколько важных обстоятельств. Во-первых, после раскрытия
океанической впадины развиваются примыкающие к новой кон-
тинентальной окраине подводные вулканические провинции, ко-
торые на отдельных участках могут существенно исказить ее очер-
тания. Во-вторых, накопление осадков по периферии материков:
чем древнее разрастающаяся океанская впадина, тем больше осад-
ков скопится по ее периферии; на отложение таких осадков преж-
де всего влияет величина сноса с материка, в меньшей степени —
климатическая зональность и подводные течения. Именно эти два
фактора, т.е. примыкающие к материкам подводные вулканиче-
ские провинции и отложенные по периферии материков осадки,
несколько изменили первичную форму каждой краевой зоны по
обе стороны Атлантики и Индийского океана. После учета геофи-
зических данных о глубинном строении переходных зон, а также
благодаря использованию в качестве реперов для палеореконст-
рукций крупных древних разломов континентальной литосферы,
давших начало трансформным разломам на дне новой океанской
впадины, удалось совместить края материков по обе стороны Се-
верной Атлантики (наиболее древней из всех мезокайнозойских и
кайнозойских океанских котловин), причем погрешность не пре-
вышала десятки километров (рис. 47). Геофизические исследова-
ния позволили также уточнить местоположение края континен-
тальной коры в современной Атлантической переходной зоне
Африканского материка.
Для более точной реконструкции взаимного относительного
расположения материков по разные стороны молодых разраста-
ющихся океанов многие исследователи с успехом использовали
одновозрастные магнитные аномальные зоны, ныне находящие-,
ся по разные стороны от рифтовой оси срединно-океанических
хребтов в Атлантическом и Индийском океанах. Африка отдели-
лась от Индостана и Антарктиды, а также от Южной Америки в
то же время. Трудность более точной идентификации времени от-
деления Африки от остальных материков Гондваны обусловлена
современным состоянием изученности палеомагнитных инверсий
Для мелового и позднеюрского времени.
Как свидетельствуют результаты различных палеомагнитных
Исследований, в позднем мелу (около 85 млн лет назад) окончил-
ся весьма продолжительный период нормальной, т.е. такой же,
Как и сейчас, полярности главного магнитного поля Земли, кото-
рый продолжался, согласно одним данным, около 25 млн лет, а
с°гласно другим — до 50 млн лет. Следовательно, по разным ис-
213
A
Рис. 47. Модель образования Канадской океанической котловины в раннем
мезозое (А), расположение континентов в позднем палеозое и раннем
мезозое (до раскрытия Северной Атлантики) и система сдвиговых де-
формаций между Аппалачами и Уралом (Б):
а — схема закрытия протамеразийского бассейна в раннем палеозое; б — схема
открытия бассейна в юрский период; 1 — сетка географических координат; 2 -
пояса сжатия; 3 — границы плит и направления движения по отношению к
Северной Америке; 4 — размеры и направление перемещения; 5 — грани®
материков; 6 — направление дрейфа
точникам, начало этого продолжительного периода нормальной
полярности варьирует от 135 до ПО млн лет назад и в средней
120 млн лет. Начало распада Гондваны на три материка: АфрикаН'
ский (вместе с Мадагаскаром), Южно-Американский и Австра'
214
_днтарктический — оказалось близким к началу весьма дли-
Л°т!ьного палеомагнитного периода нормальной полярности. По-
^оМУ датировать линейную скорость начального этапа раскрытия
^кной Атлантики (в период более ранний, чем 85 млн лет) можно
п магнитным аномалиям лишь приближенно; оценочные резуль-
11 ы могут отличаться от действительных в 1,5 — 2 раза.
Каждая одновозрастная пара линейных магнитных аномальных
зон (расположенная ныне по разные стороны от оси хребта) в
момент своего образования составляла единую осевую аномалию.
рЛоЖНО реконструировать относительное взаимное расположение
каждой пары материков, находящихся по разные стороны разра-
стающейся молодой океанской впадины, на любой период време-
ни с начала ее раскрытия. Результаты изучения конечной кинема-
тики взаимного перемещения литосферных плит по разные сто-
роны молодых океанских впадин приведены в табл. 3.
Таблица 3
Геометрия конечного вращения пар плит, полученная на основании
геоисторической интерпретации аномального магнитного поля
в Атлантическом и Индийском океанах
Интервал времени, млн лет Координаты полюса, град Угол вращения, град
Африка относительно Европы
0-9 31,4 -34,7 2,90
9-53 34,4 -2,5 6,80
53-63 28,4 -153 -3,30
63-80 25,4 163 -5,00
80-148 57,7 10,5 31,98
148-180 64,0 58,6 9,02
Северная Америка относительно Европы
0-36 63,1 142,1 7,24
36-53 42,6 164,2 2,95
53-65 82,6 52,3 6,72
65-80 80,6 -16,5 7,08
80-95 79,7 -14,3 7,05
Северная Америка относительно Африки
0-36 70,5 -18,7 10,4
36-72 71,5 -3,25 13,6
72-80 72,1 154,5 7,6
L__80-165 58,6 -1,0 45,6
715
Окончание табл 3
Интервал времени, млн лет Координаты полюса, град Угол вращения град
Южная Америка относительно Африки
0-80 67,3 -39,5 32,8
80-125 21,5 -14,0 29,9
Антарктика относительно Австралии
0-32 4,9 36,4 18,3
32-53 -21,0 41,9 14,1
0-32 32-53 Австралия отнс Плиты 4,0 сительно Индии вместе -3,0 6,0
53-64 4,0 -з,о 15,6
64-80 -2,0 8,0 25,2
0-32 Антарктика оть 4,9 юсительно Индии 36,4 18,3
32-53 -16,0 27,4 18,4
53-64 4,0 -3,0 15,6
64-80 -2,0 8,0 25,2
80-100 27,1 162,8 -17,7
По аномальным магнитным зонам во впадине Тихого океана
можно восстановить лишь относительное взаимное расположение
дивергентных краев океанических плит (насколько это позволяет
имеющееся аномальное магнитное поле \ Та). Но в принципе по-
лучить взаимное расположение материков нельзя, ибо, как сви-
детельствует геоисторическая информация (возраст андезитов в
пределах Циркумтихоокеанского пояса), в течение всего рассмат-
риваемого периода времени происходило поглощение океаниче-
ской литосферы по периферии Тихого океана. Аналогичная, даже
еще более сложная ситуация имела место и в процессе «захлопы-
вания» впадины океана Тетис. Поэтому контуры этих впадин в
разные периоды рассматриваемого геологического времени мож-
но получить из очертаний краев материков. Подчеркнем, что от-
носительное взаимное расположение этих материков получается
на основании конечной кинематики вращения каждой пары плит
по разные стороны от рифтовой трещины в молодой разраста-
ющейся океанской впадине, поскольку в такой впадине относи-
тельное латеральное перемещение океанической литосферы и пр1('
мыкающей к ней континентальной, как правило, отсутствует.
Все эти конечные вращения происходят относительно какого-
лИбо одного материка. Удобным реперным материком обычно слу-
^oit Африка. Во-первых, в течение мезозоя и кайнозоя, насколь-
ко позволяют судить палеомагнитные и палеоклиматические дан-
ные, этот континент претерпел наименьшее абсолютное смеще-
ние, во-вторых, все это время Африка не выходила за пределы
экваториальной зоны. Абсолютное широтное смещение этого ре-
перного материка можно получить независимо — по палеогеогра-
фическим и по палеомагнитным данным и, кроме того, пример-
но с такой же погрешностью по прилегающим к нему цепочкам
ПОДВОДНЫХ гор.
Все три независимых источника информации свидетельствуют
о том, что Африка в течение всего мезозоя и кайнозоя медленно
смещалась к северу сначала в составе Гондванской литосферной
плиты, а с середины раннемелового времени — в составе соб-
ственно Африканской.
В настоящее время существуют достаточно обоснованные гло-
бальные карты взаимного расположения континентов и океанов в
мезозое и кайнозое.
Весьма сложной остается проблема корректного построения
глобальной модели эволюции границ литосферных плит даже для
мезозоя и кайнозоя. В молодых океанских впадинах дивергентные
границы плит восстановить сравнительно просто (конечно, если
за время раскрытия такой впадины не происходило коренной
перестройки простирания ее конструктивной границы). В этом
случае очертания современной рифтовой трещины близки к кон-
турам образованных после раскола и находящихся теперь по раз-
ные стороны от нее материков. Такая ситуация существует на
значительной части площади дна Атлантического океана, а так-
же в пределах восточной и западной окраин впадины Индийско-
го океана.
В центральной части Индийского океана, как показывает ана-
лиз аномального магнитного поля A Th и рельефа, в течение кай-
нозоя менялись местоположение и конфигурация дивергентной
границы плит.
Проблему реконструкции пространственного положения риф-
товой оси в течение всего периода развития Атлантики (как ново-
образованной океанской впадины) в настоящее время (при нали-
чии палеомагнитных и геологических данных как по обрамляющим
континентам, так и по дну океана) можно считать в принципе
Решенной удовлетворительно. За исключением кайнозойских «пе-
рескоков» дивергентной границы в Северной Атлантике на боль-
шей части площади дна рифтовая трещина (в течение всего пери-
ла развития этой впадины) сохраняла медианное положение от-
носительно бортов обрамляющих ее континентов. Пространствен-
ное положение рифтовой трещины на разных этапах формирова-
217
бурению) в
глобальных Ре;
ния впадины современного Индийского океана (благодаря
ской магнитной съемке, а также глубоководному
стоящее время восстановлено с приемлемой для
конструкций детальностью.
Гораздо сложнее восстановить расположение дивергентных гра
ниц плит в пределах палеоокеана Тетис, от литосферы которо/
теперь остались лишь куски в виде офиолитов Альпийско-ГцМа°
лайского пояса, а также небольшие области субокеанической ли
тосферы в Восточном Средиземноморье, в Черном и Каспийском
морях (последние представляют собой реликты краевых морей
океана Тетис).
Для восстановления пространственного положения рифтовой
оси стараются использовать области щелочного вулканизма и воз-
раст осадочных бассейнов в краевых зонах некоторых блоков и
микроплит Альпийско-Гималайского пояса. Разумеется, такие ре-
конструкции можно рассматривать лишь как первое, достаточно
грубое приближение к действительности, и многие особенности
мезозойско-кайнозойского расположения рифтовой системы в
пределах океана Тетис требуют дальнейшего серьезного обосно-
вания и обсуждения.
Не менее сложная ситуация складывается и при попытках ре-
конструкции расположения в течение мезозоя и кайнозоя рифто-
вой системы на дне Тихого океана. Как свидетельствуют геологи-
ческие данные по обрамлению (в их современной интерпретации
с позиций тектоники плит), образование новой литосферы в Ти-
хом океане происходило в течение всего мезозоя и кайнозоя, а
погружение океанической литосферы в мантию — почти по всей
периферии Тихого океана, размеры впадины которого за это вре-
мя постепенно сокращались.
Геоисторическая информация о возрасте дна в Тихом океане
получена из анализа поля А То и по данным глубоководного буре-
ния для западной части впадины вплоть до юрского периода.
В восточной части океаническая литосфера кайнозойского возра-
ста перемещается и погружается в мантию. Поэтому при исполь-
зовании поля А Та для реконструкции расположения рифтовой оси
более чем 80 млн лет назад требуется дополнительное предполо-
жение о том, что в меловой период не было быстрого изменения
местоположения дивергентной границы тихоокеанских плит.
Для глобальных реконструкций положения рифтовой оси я
пределах впадин палеоокеанов (начиная с океана Тетис и друг^
более древних) можно использовать топологический признак-
симметрию дивергентной границы плит в молодых разрастающихся
океанских впадинах и расположение этой границы относительно
обрамления в сокращающихся по площади более старых по ста-
дии эволюции литосферы впадинах. Для океанских впадин, суШ6'
ствовавших в начале мезозоя, в палеозое и в более раннее геол0
Э1Я
иеское время, можно восстановить лишь пространственное рас-
r,f „ожение окружавших их материков (с существенной неопреде-
п0^ностъю по долготе), а также время и место расположения от-
ле‘С0Тельно каждого материка (с определенной погрешностью)
н чвергентной границы, на которой происходило перемещение
Панической литосферы под островную дугу или под край мате-
рика-
н Как известно, современные конвергентные границы плит мар-
кируются изостатически нескомпенсированными морфострукту-
ами, такими, как глубоководный желоб и невулканическая гря-
да за' которой далее на расстоянии 120—250 км от желоба следу-
еТ’вулканическая гряда, сложенная базальтами, андезитами, да-
цитами и липаритами. Невулканическая гряда состоит преимуще-
ственно из обломочных пород, снесенных с вулканической гря-
ды, а также флиш, возможно, с включением офиолитов; часть
осадков, слагающих невулканическую гряду, оказались здесь по-
тому, что они были сорваны наползающим краем с перемеща-
ющейся океанической плиты.
Под невулканической грядой на континенте между краем на-
ползающей плиты и передвигающейся существует область ано-
мально высоких давлений (за счет динамики поддвига) и сравни-
тельно низких температур — первые сотни градусов по Цельсию.
После остановки движения изостатически выравниваются неском-
пенсированные морфоструктуры преимущественно за счет верти-
кальных перемещений по разрывам литосферы. В результате зона
высокого давления и низких температур, образованная на кон-
вергентной границе плит еше до прекращения движения, при-
ближается к поверхности.
Парные метаморфические пояса — с низкой температурой и
высоким давлением на границе плит вблизи от оси желоба, а так-
же с высокими температурами и низким давлением в пределах
вулканических гряд — дают возможность восстановить направле-
ние перемешения плит в геологическом прошлом. Кроме того,
Для реконструкции направления палеоподдвига и даже (хотя и
весьма приближенно) средней глубины расположения поверхно-
сти погруженного в мантию края океанической литосферы слу-
жит эмпирическая зависимость между содержанием SiO2 и К2О в
породах вулканической гряды и глубиной их выплавки. О том, в
пределах какого типа литосферы накапливались вулканические
Продукты, поднимавшиеся к поверхности над зонами палеопод-
Двига океанских плит, приближенно можно судить по характеру
Свержений. Подводные излияния, как правило, свидетельствуют
Начальной стадии развития континентальной коры и литосфе-
PbI в пределах островной дуги, субаэральные — о зрелой. Если на
сновании геологических данных устанавливается резкая смена
°Дярности фапий, характерных для зоны погружения океани-
219
ческой литосферы, или резкое прекращение этой смены, то мо^
но констатировать смещение по трансформному разлому, кото-
рое происходило здесь в геологическом прошлом.
Нет ничего удивительного в том, что один и тот же край ли-
тосферной плиты может включать дивергентные, трансформные
и конвергентные участки одновременно; все определяется тем
как меняется ориентировка границы относительно центра враще-
ния соответствующей пары плит. Хорошим примером может слу-
жить современная граница Тихоокеанской и Северо-Американ-
ской плит.
Важным моментом в эволюции рельефа поверхности Земли
оказывается столкновение континентальных краев плит или края
континента с островной дугой, в результате которого исчезает
расположенный между ними морской бассейн. Отложенные на его
дне осадки (как правило, достаточно толстый порядка несколь-
ких километров слой) сминаются в складки и по мере сдавлива-
ния могут быть (или сами по себе, или вместе с отдельными бло-
ками кристаллического фундамента) сорваны со своего основа-
ния и вовлечены в формирование возникающего при столкнове-
нии континентальных краев плит горного сооружения.
Вполне естественно, что границы жестких литосферных плит
могут оканчиваться только в точках тройного соединения с двумя
другими границами; иными словами, в любой момент времени
плиты образуют непрерывную мозаику. При этом в отдельных точ-
ках тройных соединений границ плит (как показывает мобилист-
ский анализ геологической информации по Альпийскому поясу)
могут изменяться типы границ и (или) быстро смещаться место-
положения этих точек, т.е. такие тройные точки не были стабиль-
ными. Перестройка границ плит, а следовательно, увеличение
числа нестабильных тройных точек соединения их границ особен-
но часто происходит после начала столкновения континенталь-
ных краев литосферных плит по мере исчезновения океанской
впадины.
Методы реконструкций глубин дна океанов
В геологически молодых океанских бассейнах, если положение
рифтовой трещины относительно бортов впадины оставалось в
основном симметричным, то можно сравнительно просто восста-
новить генеральный рельеф дна на любой момент времени после
начала его образования. Для этого в первом приближении исполь-
зуется эмпирическая зависимость глубины дна от возраста океа-
нической коры, полученная в среднем для всего современней0
океана. Такая зависимость была использована для первых рекон-
струкций глубин Атлантической впадины по мере ее раскрытий
Более детальный анализ зависимости глубин дна отдельных рай0'
220
оБ Мирового океана от возраста коры показывает: чем моложе
саМа океанская впадина, тем меньше глубина ее околорифтовой
3оНЫ (по сравнению со средней). Вносимая поправка не очень
изменит среднюю глубину дна Мирового океана в геологическом
прошлом, но она очень важна при анализе глубин на начальных
стадиях раскрытия новой океанической впадины. Более того, эм-
пирически установленная сравнительно небольшая глубина око-
дорифтовых областей в наиболее молодых океанических впади-
нах, по нашему мнению, подтверждает гипотезу о том, что вос-
ходящие мантийные потоки представляют собой физическую при-
чину раскола и раздвижения литосферных плит.
В Северной Атлантике, районах Исландии и Аденского залива,
глубина околорифтовой зоны быстро увеличивается по мере уда-
ления от фокуса предполагаемого восходящего мантийного пото-
ка. Следовательно, аномальный подъем дна близ горячих мантий-
ных пятен обусловлен возмущением, ундуляцией поверхности
мантии под литосферой. Эта ундуляция весьма плавная (тангенс
угла наклона -0,001), характерные размеры радиуса возмущен-
ной области поверхности порядка нескольких сотен — первых тысяч
километров. Это обстоятельство также следует учитывать при ре-
конструкциях рельефа дна океана не только на начальных этапах
разрастания впадин, но и в дальнейшем, когда восходящий ман-
тийный поток образует в литосфере горячее пятно, которое отме-
чается обильными излияниями базальтов и, как следствие, це-
почками подводных вулканических гор.
Сам факт увеличения глубины дна околорифтовых зон по мере
старения разрастающихся впадин позволяет считать, что океани-
ческая кора близ фокуса восходящего мантийного потока может
начать образовываться буквально на дневной поверхности, что
сейчас и наблюдается в треугольнике Афар к западу от «горста»
Данакиль (который, по-видимому, представляет собой обколо-
тый кусок континентальной коры). По мере разрастания впадины
и отодвигания вновь образованного края от фокуса восходящего
потока (а именно такое отодвигание маркируется цепочками под-
водных гор в Атлантике и на востоке Индийского океана) повер-
хность океанической коры, образованной над таким потоком близ
континентального края, должна опуститься вместе с ним на 2—
2,5 км только за счет перехода литосферы из возмущенной ман-
тийной области в нормальную. Кроме того, океаническая кора,
образовавшаяся на начальной стадии раскрытия впадины вдали
°т фокуса восходящего потока, за счет охлаждения и увеличения
толщины океанической литосферы с возрастом опустится. Если
оы в переходной зоне атлантического типа не было накопления
°СаДков, то опускание поверхности океанической коры в течение
Нескольких десятков миллионов лет после ее образования состав-
ило бы 2-3 км.
221
Таким образом, суммарная величина опускания поверхности
океанической коры, рожденной близ континентального края нал
фокусом восходящего мантийного потока, может достигать 5^
5,5 км за время менее 100 млн лет. Эту картину искажает обильцОе
осадконакопление в переходной зоне атлантического типа, осо-
бенно на начальных этапах ее развития. Во-первых, поверхность
собственно океанической коры опускается вместе со всем блоком
литосферы под тяжестью осадков; во-вторых, накопление осад-
ков приводит к выполаживанию рельефа дна в переходной зоне
атлантического типа. Опускание дна в пределах переходных зон
геологически молодых океанских впадин Атлантического и боль-
шей части Индийского океанов в настоящее время доказано буре-
нием и в большинстве районов измеряется первыми километрами.
Но этот факт свидетельствует не о разрушении (деструкции) ли-
тосферы в переходных зонах атлантического типа, а об опускании
ее поверхности в результате охлаждения и увеличения толщины
по мере старения.
Генеральное изменение рельефа дна в переходных зонах атлан-
тического типа по мере разрастания вновь образованной впадины
прежде всего определяется охлаждением, увеличением толщины
и термическим сжатием литосферы, но здесь существенную роль
играет и процесс осадконакопления. Этот процесс зависит от мно-
гих факторов и из-за трудности графического изображения на схе-
мах эволюции дна Атлантического и Индийского океанов изоба-
ты в переходных зонах отсутствуют (рис. 48).
Рассмотрим теперь методику реконструкции рельефа дна в пе-
реходных зонах тихоокеанского типа, т. е. в палеоостровных дугах
и палеозонах поддвига андийского типа. Для реконструкции про-
странственного положения каждой из них, вероятно, можно вос-
пользоваться топологическим признаком: дисимметрией положе-
ния рифтовой трещины и обрамления сокращающихся по площа-
ди океанских впадин. В Тихом океане отмечено перемещение океа-
нической литосферы под континентальную (именно здесь к нему
приближается рифтовая трещина) и под островные дуги, в тылу
которых находились краевые моря. С позиций тектоники плит,
геоисторический анализ мезозойско-кайнозойской эволюции за-
падной части палеоокеана Тетис показывает, что островные дуги
располагались преимущественно вдоль северного борта впадины
этого ныне почти исчезнувшего океана, тогда как рифтовая тре-
щина приближалась к южному борту и откалывала от его конти-
нентального обрамления крупные блоки. Блоки в составе лито-
сферных плит перемещались к северу до тех пор, пока сами не
упирались в материковую литосферу, при этом оси не образовЫ'
вали континентальные срединные массивы Альпийско-Гималай-
ского пояса. Поэтому для стадий отмирания древних океанекй^
впадин положение зон поддвига океанической литосферы (г100
Рис. 48. Реконструкции глубин дна Атлантического океана 140 (А),
ПО (Б), 80 (В), 50 (Г) и 20 (Д) млн лет назад.
Точками отмечены скважины глубокого бурения (Н, м): 1 — 200; 2 — 2000; 3 —
3000; 4 - 4000; 5 - 5000
островные дуги и под края континентов) у разных бортов, веро-
ятно, можно считать справедливым. Такое расположение тесней-
шим образом связано с дисимметрией пространственного поло-
жения рифтовой трещины в отмирающих впадинах. Когда от пра-
^этерика откалывается слишком большой кусок континенталь-
ной литосферы, по площади близкий к крупным (но не самым
°льщим) современным плитам, то по мере его перемещения от
‘ еста отрыва раскрывается впадина нового океана.
А 223
Всю историю эволюции океана Тетис в ее мобилистской щ
терпретации, начиная от развития герцинид на юге Европы и
наших дней, вероятно, можно рассматривать именно с этих щ/
зиций.
Однако достаточно частая перестройка местоположения rpd
ниц и изменения типа одной и той же границы существенно за
трудняют корректную реконструкцию даже мезозойской и кайно-
зойской эволюции рельефа дна в пределах океана Тетис.
Для реконструкции рельефа в районах исчезнувших ныне ос:
ровных дут, а также сопряженных с ними глубоководных желоби
и океанических валов можно использовать эмпирические данны
и результаты теоретического анализа природы нарушения изосц
зии в зонах поддвига плит.
По эмпирической зависимости глубина околорифтовой зоны
определяет нормальную глубину дна океана, которая должна быть
близ зоны поддвига без осложняющего влияния желоба и вала.
Аномальная глубина желоба определяется прежде всего прочно-
стью литосферы, которая в свою очередь во многом обусловлена
линейной скоростью относительного смещения конвергирующих
краев плит в направлении, ортогональном к простиранию самой
границы. Чем больше ортогональная составляющая линейной ско-
рости относительного смещения, тем больше при прочих равных
условиях аномальная глубина желоба, а также высота и ширина
вала вкрест его простирания.
Другое важное условие — возраст, точнее, определяемая им |
толщина поддвигаемой океанической плиты. Естественно, что I
чем моложе и тоньше литосфера, тем легче она изогнется перед !
зоной перемещения и тем ниже и уже при прочих равных усло-
виях будет океанический вал. На параметры желоба и вала неко-
торое влияние оказывают также форма в плане и пространствен-
ное расположение конвергентной границы относительно направ-
ления движения океанской плиты. Кроме того, плановую кон-
фигурацию и характер рельефа дна осложняет поддвигание це-
почек подводных гор. В качестве примеров, когда это перемеще-
ние приводит к нарушению планового расположения, вероятно,
могут служить Императорские горы Алеутской и Курило-Кам-
чатской дуг, а также хребет Девяностого градуса в Индийской
океане, резко меняющий субширотное простирание конверген-
тной границы Гималаев на субмеридианное в северной части
Зондской дуги.
Однако главной причиной среди всех определяющих аномаль-
ную глубину желоба остается линейная скорость поддвига в На'
правлении, ортогональном к его простиранию. При скорости
порядка нескольких миллиметров — 1 см/год аномальная глуби#3
погружения фундамента составляет 1 —1,5 км, при малых скор0'
стях такой желоб может быть существенно засыпан осадкам#11
поэтому не очень четко выражен в рельефе дна. В таких условиях
существенную роль для установления поддвига играют гравимет-
рические данные: парные пояса нарушения изостазии позволяют
Уверенно трассировать границу, на которой имеется составляющая
дрижения краев плит. При скорости движения 8—10 см/год ано-
мальная глубина желоба (при возрасте океанической литосферы
? 80 — ЮО млн лет) достигает 3—4 км.
Необходимо отметить, что при скоплении в зоне перемеще-
ния толстого слоя осадков в виде аккреционной призмы они мо-
гут существенно засыпать желоб и увеличить глубину фундамен-
та — поверхности океанической плиты — близ этой зоны: напри-
мер, остров Барбадос, который поднялся на месте глубоководно-
го желоба перед Малыми Антильскими островами благодаря скоп-
лению здесь осадков.
Рельеф вулканической гряды меняется также в процессе уве-
личения продолжительности и линейной скорости перемещения.
На начальных этапах развития вулканической гряды островной
дуги ее кора и вся литосфера сравнительно мало отличаются от
океанической, да и сами извержения преимущественно подвод-
ные, а среди продуктов значителен вклад базальтов. По мере по-
вышения скорости и продолжительности процесса постепенно
(благодаря поднимающимся к поверхности дифференциатам океа-
нической коры, погружающейся в мантию на переплавку) увели-
чивается толщина земной коры и меняется глубина структуры всей
литосферы в районе вулканических гряд островных дуг; петроло-
гический состав коры приближается к андезитам. В результате по-
верхность литосферы в пределах вулканической гряды подни-
мается выше уровня океана и извержения становятся преимуще-
ственно субаэральными.
Естественно, что восстановление лика нашей планеты даже в
не очень далеком геологическом прошлом (в кайнозое и позднем
мезозое) еще только начинается и здесь предстоит большая рабо-
та. Но принципы глобальных, а также мелкомасштабных регио-
нальных палеореконструкций рельефа Земли в настоящее время
Достаточно ясны.
Ю.2. Эволюция рельефа поверхности Земли в мезозое
Анализ эволюции рельефа поверхности Земли играет важную
Роль в палеогеографии. Взаимное расположение континентов и
°кеанов, а также границ литосферных плит определяет снос и
^копление осадков, влияет на течения и климат и, как след-
О"Г1!Ие, на ход развития всей биологической системы на нашей
ранете. Глобальная эволюция рельефа дна океана началась ранее
езозоя и не кончается сейчас.
8 Св'1т°ч 225
Триас
Как отмечалось еще А. Вегенером, а недавно было убедительно
показано на примере палеотектонических реконструкций по гео.
логическим и геофизическим данным, в конце палеозоя, т.е. пе.
ред началом рассматриваемого периода, завершилось объедине-
ние отдельных материков в единый континент Пангею. Причем из
крупных материковых фрагментов последней к Пангее присоеди-
нилась Китайская плита, в результате чего впадина Пратетиса
оказалась «захлопнутой». Геологическим результатом этого собы-
тия явилось образование Монгольской ветви — Урало-Монголь-
ского пояса. Исчезновение океанской впадины Пратетис связано
с возникновением океанической впадины Тетис. На рубеже па-
леозоя и мезозоя эта впадина вместе с впадиной Тихого океана,
которая тогда была гораздо больших размеров, чем теперь, обра-
зовала единый океанский бассейн.
О расположении рифтовых зон в этом бассейне можно судить
главным образом по топологическим признакам. Вероятнее всего
считать, что в пределах океана Тетис дивергентная граница в это
время постепенно смещалась в сторону Гондванской группы ма-
териков.
На основе геологических исследований на континентах еще
несколько десятилетий назад было достаточно надежно установ-
лено, что в конце палеозоя — начале мезозоя существовала круп-
ная регрессия в фанерозойской истории Земли. Принимая, что
глобальные регрессии и трансгрессии обусловлены в основном
изменением средней глубины дна вследствие различной линей-
ной скорости нарастания океанической литосферы в разное гео-
логическое время, можно констатировать: на рубеже палеозоя и
мезозоя средняя глубина единой океанской впадины была близка
к глубине современного океана.
Планетарный пояс сжатия континентальной литосферы про-
тягивался в то время от Монголии и Урала до Аппалачей. Между
Южными Аппалачами и Уралом происходило сжатие с правосто-
ронним сдвигом, которое привело к правосторонним сдвигам и
надвигам по серии разломов, протянувшихся почти через всю тер-
риторию современной Западной Европы и северо-запад Африки
до востока современной территории США. Некоторые из этих раз-
ломных зон, например Агадирская в Африке и разлом Сороково-
го градуса на территории США, использованы в качестве опор-
ных реперов для совмещения краев материков, расположенных
ныне по разные стороны Северной Атлантики.
Раскол Пангеи начался в триасе как минимум в двух местах-
Первое из них — район Таймыра и Западной Сибири, второе
на границе между нынешним восточным побережьем Северной
Америки и северо-западным побережьем Африки. Расположение
их регионов на поверхности Земли существенно отличалось от
временного (см. рис. 47). Входившая в состав Пангеи и образо-
С°нная в качестве общей материковой области незадолго до нача-
Р этого раскола нынешняя Евразия в триасе простиралась почти
^щгонально к современному, а раскол между нынешними Се-
ерной Америкой и Африкой начался, когда вся эта область нахо-
лдась близ экватора. Но есть и одно общее свойство, которое
пОлнит две области триасового внутриматерикового рифтогенеза
^ежду собой: раскол континентальной литосферы начался в не-
посредственной близости от горных глыбово-складчатых поясов,
образованных в результате «захлопывания» геологически более
древней океанской впадины, и вскоре после образования каждо-
го из этих поясов.
Раскол материковой литосферы в районе Таймыра и Запад-
ной Сибири начался в раннем триасе. Об этом свидетельствует
возраст эффузивных траппов и интрузий основного состава (ко-
нечно, в современной, мобилистской интерпретации). Обиль-
ный трапповый магматизм и серия рифтовых трещин, образо-
ванных в то время, вероятно, были поверхностным проявлени-
ем крупного восходящего мантийного потока. Однако его энер-
гии не хватило для такой перестройки структуры мантийных те-
чений, которая смогла бы привести к образованию здесь новой
океанской впадины. Насколько можно судить по плановому рас-
положению рифтовых трещин в фундаменте Западно-Сибирской
низменности, наиболее близким современным геодинамическим
аналогом ее развития в позднем триасе и поздней юре, вероят-
но, может служить Провинция Бассейнов и Хребтов. По площа-
ди и степени развития рифтовых трещин материковая литосфера
в пределах Западной Сибири соответствует начальному этапу
рифтогенеза. Размеры Западно-Сибирской низменности, кото-
рая стала таковой через несколько десятков миллионов лет пос-
ле прекращения воздействия восходящего мантийного потока,
позволяют судить о площади активного воздействия этого пото-
ка на литосферу.
Другая проблема — время и место возникновения этого потока.
Он мог возникнуть в триасе непосредственно в том месте, где
находилась тогда область Таймыра и нынешняя Западно-Сибир-
ская низменность. Этот поток мог функционировать еще в палео-
зое, а в триасе (в результате перемещения как континентальной
литосферы Сибирской платформы, так и самого восходящего по-
тока) начать то разрушение материковой литосферы, которое так
и не закончилось образованием океанской впадины, но привело
к Появлению Западно-Сибирской низменности. Если дальнейши-
ми Исследованиями будет подтверждено второе предположение,
° возникает новый вопрос: из какой области восходящий поток
Честился под нынешнюю Западную Сибирь?
227
Существует предположение, что еще в палеозое современна
Колымский массив, вероятно, предварительно расколовшись J1
несколько частей (собственно Колымский, Смоленский),
оторван от нынешнего северного края Канады и смещен в стор0
ну Азии, с которой он столкнулся в юрский период (около
150 млн лет назад). Как предполагается, в результате такого пере.
мещения и была образована океаническая литосфера Канадской
котловины. Причем размеры ее должны быть больше, чем в
стоящее время (см. рис. 47).
Раскол Пангеи, который в конечном итоге привел к появле-
нию Северо-Атлантической впадины, начался в триасе. Об этом
свидетельствуют результаты калий-аргоновых определений возра-
ста базальтовых лав и долеритов (расположенных ныне вдоль по-
чти всей атлантической окраины США) — 197—226 млн лет. В это
же время здесь развивались внутриконтинентальные грабены, за-
полненные в основном обломочными отложениями. Одновозрасг-
ные, близкие по генезису грабены известны в Марокко, а излия-
ния базальтов в мелководных условиях происходили в триасе в
пределах современного Алжира и на юго-востоке Испании. При-
нимая в качестве наиболее вероятной модели для объяснения этого
явления восходящий мантийный поток, можно предполагать, что
или линейные размеры его сечения составляли 2—3 тыс. км, или
фокус этого потока смещался относительно субмеридионального
направления с востока на запад.
В настоящее время в пределах той области Северной Атланти-
ки, которая начала образовываться около 200—180 млн лет на-
зад, можно выделить две современные вулканические провинции -
Азорскую и расположенную немного южнее Колорадо (по назва-
нию подводной горы, 33° с. ш., 37° з. д.). К каждой из них от пери-
ферии впадины протягиваются цепочки подводных вулканических
гор, возраст которых увеличивается в обратном направлении (т.е.
от современных вулканических провинций к краям впадины). Ана-
лиз взаимного расположения геологических следов этих двух со-
временных вулканических провинций показывает их одинако-
вое широтное перемещение на протяжении всей мезозойской и
кайнозойской геологической истории развития Северо-Атланти-
ческой впадины. Это дает основание поставить вопрос: не были ли
вулканические провинции Азорская и Колорадо поверхностным
проявлением единого восходящего мантийного потока, того са-
мого, который в позднем триасе привел к отколу Африки от Се-
верной Америки, а позднее к образованию океанической впаДй'
ны Северной Атлантики.
В позднем триасе геологическое развитие Загросской области11
Центрального Ирана стало существенно различаться: в первой №'
чалось устойчивое погружение, а в районе Центрального Ирана "
дробление на блоки, общий подъем поверхности и извержен^6
228
ррных пород. Поэтому можно предполагать, что в позднем три-
°сН0ранский континентальный блок отделился от Аравии. С этого
аСпйОДа и вплоть Д° начала столкновения район Загроса и краевая
11 на Иранской материковой области развивались как континен-
3 чьные окраины атлантического типа по разные стороны не очень
* ирок°го океанского бассейна, который на протяжении всей сво-
$ истории находился в пределах тропической зоны. Возможно, что
эти условия (сравнительно небольшие ширина и глубина океан-
ской впадины, а также теплый климат, способствовавший разви-
т[)[о в ней разнообразной органической жизни) были главными
факторами образования здесь нефтегазоносного бассейна.
В Омане под симейлским офиолитовым покровом в аллохтон-
ном залегании располагаются пермо-триасовые радиоляриты, кар-
бонатные породы и пиллоу-базальты, которые исследователи рас-
сматривают как фацию подводных вулканических гор в переход-
ной зоне атлантического типа. Если эти данные справедливы и
под симейлским покровом действительно располагаются комп-
лексы подводных вулканических гор, то эти горы можно рассмат-
ривать как результат восходящего мантийного потока, который в
триасе привел к отделению Ирана от Аравии. Кроме того, в Юж-
ной Турции, в Анатолии, в аллохтонном залегании в составе офио-
литового комплекса известны пиллоу-базальты, кремнистые глу-
боководные породы и известняки, которые скорее всего свиде-
тельствуют об отделении Турции от Африки в позднем триасе. Не
исключена вероятность, что близкие по возрасту и составу крем-
нистые породы, известняки и базальты Вардарской зоны указы-
вают также на отделение вместе с Турцией и Родопского массива.
Следы триасового базальтового вулканизма, дробление мате-
риковой литосферы на блоки и образование горстовых и грабено-
вых структур намечены вдоль всего северного обрамления палео-
океана Тетис (от нынешних районов Копетдага до Карпат и далее
вплоть до Балеарского массива), которое в то время развивалось в
основном как переходная зона атлантического типа. Можно пред-
полагать, что эти проявления — следствие восходящего мантий-
ного потока, под влиянием которого господствовавший на рубе-
же палеозоя и мезозоя режим сжатия и сдвигов сменился растя-
жением и раздроблением всей континентальной перемычки меж-
ду нынешними материками Европы, Африки и Америки.
Процесс дробления привел к образованию отдельных блоков и
^йкроплит континентальной литосферы, ныне (после некоторой
Рекомбинации) сжатых в пределах Альпийского пояса. К ним от-
носятся: Марокканская и Оранская, оставшиеся в пределах гор-
Ной системы Атлас, Апулийская, Родопская и Турецкая, а также
Райская, которые, оторвавшись в начале мезозоя от африкан-
Кого края Пангеи, сместились к северу и присоединились к Ев-
разИй. Кроме того, в конце триаса и (или) в начале юры отколо-
229
лись и были смещены (подобно тому, как сейчас смещается Калй
форнийский полуостров) Мизийская и Апулийская микроплиту'
Юра
В юрский период началось раскрытие впадины Северной дт.
лантики. По аномальному магнитному полю ДТй океана точно
определить время образования первой типично океанической кору
трудно, так как 165 млн лет назад магнитное поле Земли длитель-
ное время не меняло знак. Наиболее вероятно считать, что океа-
ническая кора начала образовываться 165—170 млн лет назад. Глу-
бина этой молодой впадины была небольшая, и в первый период
своего развития она по многим характеристикам напоминала со-
временное Красное море, ибо даже находилась в тех же широтах
Эта молодая Атлантическая впадина с севера была ограничена
Ньюфаундлендской разломной зоной (Пиренейский — Иберий-
ский полуостров примыкал к Ньюфаундленду), а на юге — Гви-
нейской. Вторая половина юрского периода (от 165 —170 до 135-
140 млн лет) — этап формирования в Северной Атлантике мор-
фологии дна, типичной для молодых океанских бассейнов с дос-
таточно четко выраженным срединным хребтом. Вероятно, наи-
более близким аналогом Северной Атлантики в конце юрского
периода может служить Аденский залив.
В позднеюрское время оформляется конфигурация окраин кон-
тинентов Северной Америки и Африки, которая определила по-
ложение рифта и его смещение по сингенетичным трансформ-
ным разломам, наследовавшим поперечное ослабление зоны в
континентальной литосфере. Возможно, сразу же после раскола
континента внутри вновь образованной океанической литосфе-
ры возникают новые трансформные разломы. Оценить кинема-
тическую картину раскрытия Северной Атлантики в это время
можно лишь в среднем, считая, что таковая не претерпела зна-
чительных изменений на протяжении этого этапа. Средняя ли-
нейная скорость разрастания по положению мезозойских линей-
ных магнитных аномалий при полном раскрытии рифтовой тре-
щины составляет о -= 4 см/год. Всего за этот этап в пределах рас-
сматриваемой площади образовалось около 3,3 млн км2 океани-
ческой литосферы, т. е. средняя скорость ее наращивания был2
8,2 • 10“2 км2/ год. Процесс разрастания в течение всего юрского
периода, вероятно, проходил достаточно спокойно, без замет*
ных перестроек.
Как уже отмечалось, ось разрастания на севере была ограничь
на крупным трансформным разломом, который сразу же после
начала дрейфа стал служить границей между континентально1’
литосферой на севере и вновь образующейся океанической лит0'
сферой на юге.
Особенность системы разрастания в рассматриваемом регионе
стоит в том, что торцовый континентальный край, в который
С^гыкается>> ось разрастания океанской впадины, является частью
пной из расходящихся плит (Северо-Американско-Евразиатской).
Поэтому при анализе относительных движений в процессе дрей-
фа удобно принять эту плиту за неподвижную. В такой ситуации
становится очевидным, что западнее рифтовой оси трансформ-
ный разлом, ограничивающий впадину с севера, отмирает и по
дему не происходит никаких горизонтальных смещений. Длина
западной части торцовой окраины постепенно увеличивается со
скоростью, примерно равной полускорости раскрытия. Время об-
разования материковой окраины на этом участке совпадает с воз-
растом прилегающей океанической литосферы, т. е. последователь-
но уменьшается от берегов Северной Америки по направлению к
рифту. Соответственно изменяется и стадия процесса формирова-
ния Атлантической переходной зоны.
Более сложная обстановка существовала в течение позднеюр-
ского этапа в восточной части этой северной торцовой окраины
молодого бассейна. Здесь граница между континентом и океаном,
видимо, пролегала по активному сегменту трансформного разло-
ма, по которому тогда же происходило и левостороннее сдвиго-
вое перемещение со средней скоростью, равной полной скорости
разрастания. Говорить о возрасте зоны перехода от континента к
океану чрезвычайно трудно, поскольку участки континента, ра-
нее всего «открывшиеся» к океану, последовательно граничат со
все более молодой океанической литосферой. Наоборот, наиболее
древние участки океана в процессе своего движения вдоль транс-
формного разлома входят в контакт с новыми участками конти-
нентального блока, ранее не затронутыми процессами взаимо-
действия континента и океана.
Таким образом, торцовая граница между океаном и континен-
том восточнее рифта не имеет однозначной возрастной характе-
ристики. Что касается структурного аспекта рассматриваемого во-
проса, то в подобных условиях вряд ли следует ожидать формиро-
вания столь завершенной структуры, какой является переходная
зона атлантического типа. Искажающее влияние сдвигового нару-
шения не только осложняет процесс расползания края материко-
вого блока, но и постоянно разъединяет источники сноса и соот-
ветствующие им области седиментации.
В процессе юрского этапа разрастания площади бассейна в
верной Атлантике развивается особая структура, которую мы
Редлагаем называть «торцовый континентальный склон». Под-
еРКнем еще раз те особенности, которые отличают торцовую
т Рех°дную зону от обычной атлантического типа: во-первых,
РЦовый склон разновозрастен по простиранию и граничит с
повозрастными участками океанической литосферы; во-вто-
?Т1
системе Ра
структурно
К востоку От
рых, при существовавшей в Северной Атлантике
растания в позднеюрское время торцовый склон в
отношении был резко асимметричен к западу и
рифта.
В целом весь юрский этап можно рассматривать как начальную
фазу образования в Северной Атлантике молодой океанически-
впадины, на протяжении которой в морфологии дна оформцлСя
срединно-океанический рифтовый хребет, хотя положение рИф
тобой оси в тот период было несколько асимметрично, т.е. 011а
была расположена ближе к африканскому борту впадины, чем к
североамериканскому. Континентальное обрамление было доста-
точно высоко поднято, поэтому гидрографическая сеть как на
востоке Северной Америки, так и на северо-западе Африки дол-
жна была быть обращена в глубь каждого из этих материков. В те-
чение всего юрского периода (вследствие охлаждения и увеличе-
ния толщины литосферы по мере удаления от рифтовой трещи-
ны) происходило быстрое опускание поверхности как континен-
тальных окраин, так и переходных зон, где погружение фунда-
мента усиливалось быстро накапливавшимися здесь осадками. Не- I
сколько восточнее Багамских островов в области современных
глубин дна около 5 км скважинами вскрыты известняки, отлагав-
шиеся в позднеюрское время, если не в неритовой, то в верхне-
батиальной зоне. Данный факт свидетельствует, что опускание
поверхности, начавшееся в юрский период, продолжалось и по-
том. Размер этого опускания — около 3 км за 150 млн лет, что
даже несколько меньше теоретического значения, полученного
при условии остывания океанической литосферы. Поэтому можно
думать, что известняки в этом районе откладывались в условиях
достаточно быстрого опускания переходной зоны, происходив-
шего одновременно с началом разрастания бассейна 165—170 млн
лет назад. На севере молодой Северо-Атлантической впадины ди-
вергентная граница плит по левостороннему трансформному раз-
лому соединялась с границами плит в области океана Тетис, а на
юге, вероятно, также по трансформному разлому, протягивавше-
муся на северо-запад южнее плато Блейк, Северо-Атлантическая
рифтовая трещина соединялась с одной из границ плит в области
Тихого океана.
В юрский период в пределах западного обрамления океана Те*
тис продолжала развиваться ситуация, основные черты которой
наметились еще в конце триаса: дробление континентальной пере'
мычки между Северной Атлантикой и океанской впадиной Тетис- ;
За это время в процессе раскрытия Атлантики Африка сместилась :
к югу и юго-востоку относительно Европы; средний размер тако' :
го смещения около 1000 км (хотя вполне естественно, что на сфе'
ре это перемешение корректно описано как серия конечных вра'
щений). В течение юры продолжается начавшееся в триасе отоД(!(|'
Hjie от Африки Туреико-Родопского массива, а также Иранско-
Г оторвавшегося от Аравии (которая тогда была частью Афри-
Ги) в районе Загроса. Кроме того, смещаются отколовшиеся на
аН1ще триаса и юры Апулийский континентальный блок, Ми-
нский и некоторые другие. По мере расширения молодого
океанского бассейна, возникшего между Африкой с одной сторо-
ны, Турцией и Ираном — с другой, формирование принципи-
альных особенностей его дна, так же как в пределах обрамления,
принципе должно было быть близко к описанному выше для
района Атлантики. Впадина Тетис (между Евразией на севере и
Турцией с Ираном на юге), заложившаяся еще в палеозое, в юр-
ский период должна была быть достаточно глубокой.
В раннеюрское время, вероятно почти одновременно с нача-
лом раскрытия впадины Северной Атлантики вдоль северной и
южной континентальных окраин океана Тетис развиваются зоны
перемещения океанической литосферы. О пододвигании под се-
верный край обрамления свидетельствуют флишоидные фации,
характерные для краевых морей в Крыму и на Большом Кавказе,
а также юрские лавы Крыма, близкие по составу к андезитам. Ве-
роятно, под сдвигание происходило в юре (под Добруджу), о чем
свидетельствуют образованные в то время структуры сжатия. В сред-
ней юре зоны поддвига океанической литосферы были не только
вдоль северного обрамления океана Тетис (о чем свидетельствуют
андезиты Большого Кавказа), но и вдоль южного. Это подтверж-
дают кварцевые диориты и общее воздымание в Понтидах, а так-
же андезиты и гранодиориты Малого Кавказа, который в юрский
период находился в составе отделившегося от Аравии Иранского
блока континентальной литосферы. Не исключена вероятность того,
что в конце юры весь Иранский блок оказался сжат и пододвига-
ние океанической литосферы происходило под него не только с
севера, но и с юга. Такое предположение основано на позднеюр-
ских гранитных интрузиях Санандайской зоны, а также на дисло-
кациях и метаморфизме, установленных для конца юры во всем
Центральном Иране.
Таким образом, в юрский период по северной и южной пери-
ферии достаточно глубокой, образованной еще в палеозое впадины
океана Тетис были развиты зоны поддвига, а следовательно, и
глубоководные желоба. Линейная скорость движения возрастала
(по конечной кинематике относительного вращения континен-
тов, обрамляющих океан Тетис) с запада (приблизительно от райо-
на Крыма на севере и района Турции на юге) на восток. Должны
были возрасти изостатические аномалии, характерные для зон
йадвига и поддвига, и аномальная глубина глубоководных желобов.
О юрских глубинах дна в более восточной области впадины
Тетис (располагавшейся севернее Индостана и Австралии), примы-
кавшей или, точнее, просто переходившей в Тихоокеанскую,
ЭТТ
можно высказать лишь самые общие предположения. Вероятно
эта впадина была достаточно глубокой, соизмеримой с северной
половиной современного Тихого океана. Рифтовая ось в ее преде
лах была смещена к югу, в сторону гондванской континентальной
окраины. В пределах Тихоокеанской впадины в тот период было
вероятно, несколько океанических литосферных плит, ибо под^
двиг, как и в настоящее время, происходил практически по всей
периферии этой впадины. Следовательно, здесь повсюду имелись
глубоководные желоба и в юрский период.
Мел
В меловое время палеобатиметрию Мирового океана можно
представить гораздо лучше, чем для более раннего периода, ибо в
интервале времени от 65 до 140 млн лет назад было образовано
около половины площади всей существующей сейчас океаниче-
ской литосферы. В раннем мелу расширение впадины Северной Ат-
лантики продолжалось; в то время максимальные глубины дна по
периферии срединно-океанического хребта уже превышали 4 км.
Не исключена вероятность, что на месте современного Мек-
сиканского залива в меловой период действовал восходящий ман-
тийный поток, который привел к существенному изменению здесь
структуры литосферы. Об этом свидетельствуют и данные глубо-
ководного бурения: на месте современной глубоководной впади-
ны до сантона, а в ее юго-восточной части до сеномана отлага-
лись мелководные осадки. Опускание дна, которое произошло с
конца мела, вероятно, явилось следствием термического сжатия,
т. е. охлаждения и увеличения толщины литосферы в этом регионе.
В мелу началось разделение Северной Америки и Европы, ко-
торое привело к дроблению континентальной литосферы между
ними и выделению отдельных микроплит и блоков с материковой
или субматериковой корой. В результате этого среди океанической
литосферы Северной Атлантики образовались такие относитель-
но приподнятые морфоструктуры, как банка Галисии и купол
Флеминг, составлявшие континентальную перемычку между со-
временным берегом Португалии и Ньюфаундлендом. Аналогич-
ную природу имеют подводная возвышенность Роколл, банка Пор-
кьюпайн и, вероятно, подводная возвышенность Орфан, до раз-
деления находившаяся между Ирландией и Ньюфаундлендом.
Как можно предполагать, все эти морфоструктуры дна образо-
вались в результате раздробления и переработки континентальной
литосферы крупным восходящим мантийным потоком, возможно,
тем, который сейчас действует под Исландией. Последовавшее после
раздробления и удаления от рифтовой трещины остывание лито-
сферы привело к общему опусканию дна океана с относительно
приподнятыми блоками преимущественно субконтинентальной, т.е-
..уработанной снизу, коры. Следовательно, все эти участки с
^ел°вого пеРи°Да испытывают опускание (хотя и называются под-
родными возвышенностями), о котором убедительно свидетельству-
ет результаты бурения скважины на плато Роколл.
Палеогеографическая реконструкция условий в Северной Ат-
лаНтике, выполненная на основе микропалеонтологического ана-
лиза итогов глубоководного бурения, показывает, что весь этот
образованный в меловой период бассейн стал достаточно глубо-
ким, в результате чего с юга к оконечности Гренландии устреми-
лись теплые воды в позднем сеномане, т. е. немногим менее 100 млн
лет назад.
Таким образом, на протяжении позднемелового этапа эволю-
ции в Северной Атлантике действовали две активные оси разрас-
тания. Одна из них была продолжением рифтовой оси океана Те-
тис. Ее деятельность привела к отторжению от единого Северо-
Американско-Европейского континента, представлявшего до этого
единую плиту, части, включавшей Северную Европу (без Ибе-
рийского полуострова) и континентальный блок Хаттон-Роколл.
Именно тогда оформились континентальные окраины Северной
Европы (Ирландская и Бретонская с одной стороны и частично
северная окраина Иберии — с другой) и Северной Америки (се-
верная окраина Ньюфаундлендского выступа). В то же время фор-
мируется южная часть континентального склона Восточной Грен-
ландии, возникшей и развивавшейся как «торцовый» склон. По
мере разрастания относительно новой рифтовой оси к концу мела
образовался сравнительно небольшой обособленный океанский
бассейн. Ныне океаническая литосфера, сформировавшаяся на ме-
ловом этапе его эволюции, слагает дно Бискайского залива и уча-
стки дна Северной Атлантики, расположенные непосредственно
У подножия перечисленных выше континентальных окраин.
Но, пожалуй, самым значительным событием раннемелового
времени было отделение Африки и Южной Америки друг от дру-
га и от единого тогда материка, состоявшего из Антарктиды и
Австралии (начал отделяться и Индостан вместе с Тибетом). Фи-
зической причиной такого разделения послужил, вероятно, мощ-
ный восходящий мантийный поток (плюм), который в начале
мелового периода обусловил проявление щелочного базальтового
магматизма (хорошо известное в краевых зонах современных ма-
териков Африки и Южной Америки) в единой тогда внутримате-
Риковой вулканической провинции. После разделения материков
этот поток привел к образованию цепочек подводных вулкани-
ческих гор, протягивающихся от Африки и Южной Америки к
°строву Тристан-да-Кунья и подводной возвышенности Дискаве-
а также к острову Буве от Африки и Антарктиды.
Вероятно, именно благодаря воздействию этого потока моло-
дя не очень глубокая и широкая Южно-Атлантическая впадина
235
на протяжении всего раннемелового времени оказалась разделен,
ной сравнительно мелководной перемычкой (современные под.
водные вулканические хребты Китовый и Рио-Гранде) на дВе
котловины — северную и южную. В северной, расположенной в то
время в южной тропической зоне, на начальном этапе ее развц-
тия создались условия, благоприятные для накопления в альбе и
апте (т.е. более 100 млн лет назад) значительного количества со-
леносных эвапоритовых отложений, известных ныне в переход-
ной зоне на севере Южной Атлантики. В общем развитие впадины
Южной Атлантики в течение раннего мела достаточно близко к
тому, которое описано для юрского периода раскрытия Северной
Атлантики: оформление срединно-океанического хребта в виде
осевой морфоструктуры, постепенное углубление краевых облас-
тей с каждой стороны хребта и опускание дна в переходной зоне.
Погружение дна во всей краевой зоне Южно-Атлантической впа-
дины отчетливо фиксируется для послеальбского времени, осо-
бенно интенсивным оно было в позднем мелу, как это и следует
из закона термического погружения дна на начальном этапе ста-
рения океанической литосферы. К началу позднего мела макси-
мальные глубины по периферии Южной Атлантики достигали 4 км;
а к концу мелового периода (около 65 — 70 млн лет назад) они
могли достигать 5 км.
Вероятно, практически одновременно с раскрытием Южно-
Атлантической впадины в поздней юре — раннем мелу Индостан
и Антарктида отделяются от Африки, к которой тогда примыкал
и остров Мадагаскар. Можно предполагать, что причиной этого
разделения послужил не только восходящий поток Буве, но и
другой, расположенный к северо-востоку от него и позже при-
ведший к образованию подводной вулканической возвышенно-
сти с островами Принц Эдуард, Крозе, а также банки Оби и Лены.
Как свидетельствуют результаты анализа керна, к началу поздне-
го мела в пределах современного Мозамбикского бассейна глуби-
на дна достигала 2,5 — 3 км.
Отделение Индостана и Тибета от Австралии и Антарктиды про-
изошло, как об этом свидетельствуют прежде всего результаты глу-
боководного бурения, около 120—130 млн лет назад. Причиной
такого разделения послужил восходящий мантийный поток, кото-
рый немного позднее привел к образованию единой вулканической
провинции ныне разделенных подводных вулканических хребтов
Кергелен-Гауссбергского и Западно-Австралийского (Брокен). Ве-
роятно, именно в процессе разделения (близ фокуса этого восхо-
дящего потока) возникло тройное соединение границ плит. И когда
полный раскол материковой литосферы произошел по двум из них,
то третья граница отмерла и ее следом оказалась протяженная Д°
700 км и сравнительно узкая (100 км) долина, по которой течеТ
теперь выводной ледник Ламберта в Восточной Антарктиде.
?36
В течение всего позднемелового времени Индостан и Тибет
достаточно быстро удалялись от Австралии и Антарктиды, кото-
пые за этот пеРи°Д изменили свое местоположение не очень су-
щественно, хотя и немного сместились к югу. В процессе удаления
0нД°стана от Антарктиды (как свидетельствуют результаты ана-
лиза поля Д7й и бурения дна на востоке Индийского океана)
происходило весьма быстрое относительное смещение двух участ-
ков рифтовой трещины по трансформному разлому, южный край
которого был расположен близ фокуса восходящего мантийного
потока. В данной ситуации различие в толщине литосферы вдоль
такого разлома играет роль запруды для подлитосферных лате-
ральных мантийных течений от центра восходящего потока. В ре-
зультате появляются притрансформные цепочки подводных вул-
канических гор. Именно таким образом (по модели притрансформ-
ных подводных вулканических гор) в конце мелового периода и в
начале кайнозоя активно формировался Восточно-Индийский
хребет, расположенный ныне вдоль 90° в. д.
К концу мелового времени, т. е. около 70 млн лет назад, океан-
ская впадина, которая затем развилась в современный Индий-
ский океан, состояла из двух соединенных между собой впадин.
Первая, западная, была вытянута в субмеридиональном направ-
лении, располагалась между Индостаном и Африкой (от которой
Мадагаскар был уже отколот) и на севере соединялась со впади-
ной океана Тетис. Вторая, восточная, располагалась между 60 и
30° ю. ш., разрасталась к северо-востоку, и, вероятно, рифтовая
ось соединялась с рифтовой системой Тихоокеанской впадины.
Минимальные глубины дна находились вдоль современной юж-
ной части подводного вулканического Восточно-Индийского хреб-
та, имевшего тогда северо-восточное простирание. Эти глубины
были меньше 1 — 2 км, а отдельные вершины поднимались над
уровнем океана. Максимальные отметки глубин дна в районах,
прилегающих к южному краю Африки и северо-западному краю
Восточной Антарктиды, в позднем мелу превышали 4 км, а в конце
его достигали 5 км. Глубины свыше 4 км были тогда близ совре-
менного юго-восточного края Индостана, а также в пределах кот-
ловины Натуралистов и прилегающей к Австралии нынешней
Западно-Австралийской котловины.
На протяжении мелового периода размеры впадины океана
1етис существенно сокращались вследствие значительного пово-
рота Африки относительно Европы в процессе раскрытия Атлан-
тики и за счет разрастания молодой впадины нынешнего Индий-
ского океана по мере быстрого перемещения Индостана и Тибета
К северу. Перемещение океанической литосферы происходило тогда
Как под северное континентальное обрамление океана Тетис, так
и Род южное. В частности, в районе Кавказа характерный андези-
°вый вулканизм позволяет предполагать поддвиг океанической
237
плиты с юга на север до альба включительно, когда островная
дуга (или окраинно-материковый вулканический пояс) столкну,
лась с Армяно-Нахичеванским сиалическим блоком. Этот блок
вероятно, следует рассматривать как часть Иранского микрокоц-
тинента.
В мелу прекращается перемещение океанической плиты под
Крым, хотя его признаки установлены во многих местах северно-
го и южного континентального обрамления западной части впа-
дины Тетис. В частности, о перемещении под Родопский массив
свидетельствуют раннемеловые флишевые толщи и андезит-да-
цитовый вулканизм, который происходил в середине мелового
периода, а также близкие по возрасту вулканиты среднего состава
в Понтидах и Санандайский вулканический пояс на юге Иран-
ского блока. С позднего мела учащается столкновение краев от-
дельных блоков континентальной литосферы, сформировавших
ныне Альпийский горный пояс. В частности, вероятно, именно в
результате столкновения северо-восточного края Аравии с вулка-
нической островной дугой, которое произошло в кампане (т.е.
около 75 млн лет назад), и был надвинут на континент, а затем
впечатан симейлский офиолитовый комплекс Омана. О том, что в
меловое время продолжалось поддвигание океанической литосферы
под северное континентальное обрамление и в восточной части
океана Тетис, свидетельствуют как андезитовый вулканизм, таки
офиолитовые пояса Юго-Восточной Азии.
Можно предполагать, что в позднемеловое время в восточной
части океана Тетис рифтовая трещина отсутствовала и в этот пе-
риод быстро разрасталась молодая впадина Индийского океана.
А в более древней, поэтому и в более глубокой впадине восточ-
ной части океана Тетис в позднемеловое время, вероятно, не об-
разовывалась новая океаническая литосфера, тогда как уже сфор-
мировавшаяся литосфера по мере сокращения размеров океана
Тетис перемещалась в основном под северное азиатское обрамле-
ние этого океана.
Анализ геологических данных позволяет считать, что в мело-
вой период перемещение океанической литосферы происходило
почти так же, как и в настоящее время: по всему обрамлению
впадины Тихого океана. В отдельных районах расположение зон
поддвига было иное, чем теперь; например, вдоль северного об-
рамления океаническая литосфера перемещалась непосредствен-
но под Аляску и Чукотку; западнее продолжал активное развитие
Охотско-Чукотский вулканический пояс. На юге тихоокеанская
океаническая литосфера на протяжении большей части мелового
периода поддвигалась под всю окраину Западной Антарктиды-
частью которой (вплоть до второй половины позднего мела) был0
плато Кэмпбэлл (Новозеландское). Далее к северу НовозеланД'
ское плато так же, как и сейчас, соединялось с подводными хре»'
238
мИ Лорд-Хау и Норфолк, но в раннем мелу и в начале позднего
ела все эти структуры были объединены и составляли восточную
0Храину нынешнего Австралийского континента.
На протяжении всего мелового периода Австралия и Антарк-
тида образовывали единый материк, а Новозеландское плато вместе
с блоками субконтинентальной литосферы (Чатам, Лорд-Хау и
Норфолк) составляли тихоокеанскую окраину этого материка. Со-
рременная южная окраина Новозеландского плато примыкала к
краю Западной Антарктиды в районе шельфового ледника Росса.
Результаты морской магнитной съемки Тихого океана дают
основание считать, что в раннем мелу на площади Тихоокеан-
ской впадины располагалось не менее четырех достаточно круп-
ных океанических плит (рис. 49). Около 120 млн лет назад нынеш-
няя Тихоокеанская плита занимала только юго-западную часть впа-
дины, севернее находилась плита Кула, западнее — Фараллон, а
южнее — плита Феникс. Все эти плиты были разделены дивергент-
ными (и конечно трансформными) границами, которые сходи-
лись в двух тройных соединениях. Северное (между плитами Тихо-
океанской, Кула и Фараллон) располагалось, насколько позво-
ляют судить результаты глубоководного бурения дна Тихого океа-
на, в то время (т. е. в середине раннего мела) близ экватора. Юж-
ное — к юго-востоку от первого, южнее на 30—40°. К началу позд-
немелового времени расстояние между этими двумя точками трой-
ных соединений границ плит существенно возросло, соответствен-
но увеличились площади плит Тихоокеанской и Фараллон, а пло-
щади плит Кула и Феникс сократились.
В позднемеловое время увеличилась линейная скорость раскры-
тия рифтовой трещины между плитами Тихоокеанской и Фарал-
лон и достигла максимума около 80 млн лет назад. В интервале от
100 до 80 млн лет назад она в 2 раза превышала современную
скорость раскрытия рифтовой трещины Восточно-Тихоокеанско-
го поднятия. Как следствие быстрой скорости разрастания гене-
ральное увеличение глубины дна по мере удаления от рифтовой
трещины происходило в позднем мелу гораздо медленнее, чем в
настоящее время. Поэтому средняя глубина Тихоокеанской впа-
Дины в конце мела должна была быть существенно меньше, чем
^йчас. В начале своего формирования впадины Атлантического и
Индийского океанов также были мельче. В предположении о неиз-
менности объема воды Мирового океана при современной гипсо-
метрии поверхности суши более 40 % площадей материков была
Отоплена. Подъем уровня океана во время позднемеловой транс-
трессии (по оценкам, сделанным на основе только литологиче-
ских данных по всем континентам), по подсчетам Н. М. Страхова,
составил около 0,35 км, по данным А. Б.Ронова — 0,45 км.
Следовательно, изменение средней глубины Мирового океана
Из~за различий в среднем возрасте дна в разное геологическое
1 2^314
Рис. 49. Предполагаемое расположение дивергентных границ литосферны*
плит в пределах Тихого океана 120 (А), 100 (Б), 80 (В) млн лет назад,а
также возраст Тихоокеанской плиты, млн лет (Г):
1 — изохроны; 2 — береговая линия; 3 — дивергентная граница плит; 4 "
трансформные разломы. Стрелки указывают направление разрастания. ИифРь'
означают положение плит миллионы лет назад
О/1Л
Рремя служит главной причиной глобальных регрессий и транс-
цессий. Различие в возрасте дна определяется вариациями сред-
ней линейной скорости разрастания и протяженностью мировой
рифтовой системы. Такие вариации обусловлены глобальной струк-
турой конвекции в мантии. Конечно, на эту главную причину рег-
рессии и трансгрессии могли накладываться и региональные об-
стоятельства, обусловленные прогревом отдельных участков кон-
тинентальной литосферы и подъемом их поверхности в процессе
раскола. Остывание края континентальной литосферы после рас-
кола и отодвигание от рифтовой трещины постепенно приводят к
трансгрессии моря в данном регионе. Причиной региональных
регрессий могут быть и столкновения континентальных краев плит.
Вернемся к позднемеловой истории эволюции рельефа дна в
пределах Тихоокеанской котловины. Около 80 млн лет назад ди-
вергентная граница современной Тихоокеанской плиты и палео-
плиты Феникс существенно сместилась к югу и приблизилась к
единому тогда материку Антарктиды и Австралии. История позд-
немеловой и дальнейшей эволюции океанической литосферы меж-
ду Австралией, Новой Зеландией и Антарктидой известна более
или менее удовлетворительно. Около 80—90 млн лет назад под
Австрало-Антарктическим материком, под нынешним регионом
моря Росса, стал действовать восходящий мантийный поток, ко-
торый привел сначала к воздыманию, а затем к расколу конти-
нентальной литосферы в пределах всего этого региона. Именно
тогда от края Австрало-Антарктического материка и были отко-
лоты блоки, образующие ныне Новозеландское плато, подвод-
ные возвышенности Лорд-Хау и Норфолк. В это же время плита
Феникс раскололась на две.
На участке, прилегающем к современному Антарктическому
полуострову, образовалась плита Алук, южный край которой про-
должал двигаться под Антарктиду. По возникшей под влиянием
восходящего мантийного потока трещине (фокус потока в насто-
ящее время находится под островами Баллени) к концу мела раз-
делились плиты Антарктическая (точнее, Австрало-Антарктиче-
ская) и Тихоокеанская (рис. 50). Эта рифтовая трещина, сохра-
нившая генеральное направление еще от дивергентной границы
плит Тихоокеанской и Феникс, разрасталась сравнительно недо-
лго (около 20 млн лет) и, образовав за это время Тасманово море,
прекратила свое активное развитие в начале кайнозоя — где-то
около 60 млн лет назад, вслед за тем началось раскрытие рифто-
вой трещины между Антарктидой и Австралией. Магнитные ано-
малии, фиксируемые в центре Тасманова моря, соответствуют
возрасту 65 млн лет, т.е. границе мела и кайнозоя. После этого
Рифтовая трещина прекратила свое активное развитие и весь ре-
гион Тасманова моря и его континентального обрамления стал
°пускаться вследствие остывания литосферы.
Э41
Рис. 50. Реконструкция взаимного положения материков в начале позднего мела (Л). Расположение Новозеландского
плато, Лорд-Хау, Австралии и Антарктиды 75 (Б), 65 (В), 45 (Г) и 20 (Д) млн лет назад:
1 — Новая Каледония; 2 — Антарктида; 3 — Лорд-Хау; 4 — Австралия; 5 — Тасмания; 6 — Южно-Тасманское поднятие; 7 — Новая
Зеландия; 8 — Новозеландское плато; 9 — Чатам; 10 — ледник Росса
К тому времени фокус восходящего потока, вероятно, смес-
^ся в сторону островов Баллени из-под района теперешнего моря
росса, который был аномально поднят в конце мела, подобно
современной провинции Бассейнов и Хребтов в США, а поэтому
су|цественно денудирован. Последовавшее затем в кайнозое осты-
вание литосферы в районе моря Росса привело к опусканию ее
поверхности ниже уровня океана вследствие уменьшения толщи-
НЬ1 континентальной коры. Наиболее вероятно, что впадина моря
росса в Антарктиде (а также впадина моря Уэдделла) образова-
лась по той же самой геодинамической причине — под воздей-
ствием восходящего мантийного потока, хотя каждый из предпо-
лагаемых потоков функционировал в разное время: под Западно-
Сибирской низменностью — в триасе, под морем Уэдделла — в
раннем мелу, под морем Росса — в позднем мелу.
В конце мелового времени начинается образование того бас-
сейна, который ныне называется полярной и субполярной Ат-
лантикой. Вероятно, именно в это время подводное плато Роколл
откололось от Европейского материка. Можно предполагать, что
в это время вся область отрыва находилась близ фокуса нынешне-
го Исландского восходящего мантийного потока. Весьма вероят-
но, что в момент раскола в районе Роколл поверхность литосфе-
ры была достаточно высоко поднята над уровнем океана и, как
следствие, значительно эродирована. Разрыв континентальной
литосферы между нынешними Британскими островами и подвод-
ным плато Роколл знаменует начало отрыва Гренландии как от
Северной Америки, так и от Европы. Аналогичную ситуацию мож-
но наблюдать в настоящее время в Красном море, в треугольнике
Афар, где близ фокуса восходящего мантийного потока оказался
отколотым континентальный блок Данакиль.
На рубеже мела и кайнозоя Гренландия полностью оторвалась
от Канады и от Скандинавии. В то же время Гренландия отколо-
лась и от плато Роколл. Максимальный возраст океанической коры,
определенный по магнитным аномалиям (аномалия 24) в Лабра-
дорском море, в Северной Атлантике, близ восточного и запад-
ного краев хребта Рейкьянес, а также в Норвежском и Гренланд-
ском морях, ~ 60 млн лет.
10.3. Рельеф поверхности Земли в кайнозое
Геоисторический анализ аномального магнитного поля в на-
стоящее время позволяет достаточно обоснованно представить
основные черты кайнозойской эволюции литосферы и рельефа
^На Атлантики севернее 55° с. ш., а также района хребта Гаккеля и
Евразийской котловины. В течение палеоцена и большей части
э°Цена Гренландия смещалась к северу относительно Канады и
243
Скандинавии, которые в свою очередь удалялись друг от друГа
Такое относительное смещение Гренландии и Канады происхо-
дило по трансформному разлому Вегенера (в результате образова-
лись нынешние сравнительно узкие проливы Смита и Робсона) а
смешение Гренландии к северу относительно северо-западного
края Европы происходило по Шпицбергенскому трансформному
разлому, в южной части которого, возможно, кроме правосто-
роннего сдвига еще имела место и разлвиговая компонента отно-
сительного движения.
Палеоцен — ранний эоцен
В палеоцене — раннем эоцене все эти бассейны были неглубо-
кими, в 2—3 раза мельче, чем сейчас. Наиболее мелководной ока-
залась океаническая область к востоку от южной оконечности Грен-
ландии, там, где находился фокус нынешнего Исландского вос-
ходящего потока. Кроме того, раздвижение Евразиатской и Севе-
ро-Американской плит в районе Атлантики, при условии посто-
янства размеров Земли, определяет сближение краев этих плит в
районе Аляски и Чукотки.
Около 40 млн лет назад прекратилось раскрытие Лабрадорско-
го бассейна. Гренландия перестала быть самостоятельной плитой
и присоединилась к Северо-Американской. С этого времени оке-
анское дно Северной Атлантики разрасталось только между Грен-
ландией и нынешним подводным хребтом Ломоносова с одной
стороны и краем Евразиатского шельфа Северного Ледовитого
океана и Скандинавией — с другой. Полученная по полю ДТо
Атлантического океана картина конечной кинематики Евразиат-
ской и Северо-Американских плит позволяет предполагать, что
по другую сторону от полюса их вращения с конца эоцена — на-
чала олигоцена происходило сжатие континентальной литосферы
(и формирование неотектонических морфоструктур), близкое к
современному.
Уместно поставить вопрос: почему оказался возможен отрыв
от Евразиатского материка такой сравнительно узкой и протя-
женной структуры, какой является хребет Ломоносова? Наиболее
вероятно предположить следующее: нынешний хребет Ломоносо-
ва представляет собой переходную зону от материка к мезозой-
скому Полярному океаническому бассейну, поэтому еще в мезо-
зойскую стадию своей эволюции вся литосфера этой переходной
зоны была разбита серией разломов, протягивавшихся параллель-
но берегу: по ним изостатически выравнивались отдельные блоки
по мере накопления осадков. Иными словами, мезозойские вер-
тикальные перемещения по разломам облегчили откол этой уЗ'
кой переходной зоны в конце мела. Естественно предполагать,
что в начале кайнозоя хребет Ломоносова, так же как северная
244
краина Евразиатского шельфа (из-за аномального разогрева и
Гонения литосферы в процессе раскола), был поднят выше уровня
океана.
После откола хребта Ломоносова по мере расширения Еврази-
аТСкого бассейна началось остывание литосферы краевой зоны и
опускание как этого хребта, который, вероятно, где-то в эоцене-
одигоцене погрузился ниже уровня океана, так и всей Шпицбер-
Генско-Североземельской области Арктического шельфа. В этот
период также происходило оформление срединного хребта Гакке-
лЯ, а также котловины Нансена и Амундсена как самостоятель-
ных морфоструктур. При этом направление разрастания Евразиат-
ского бассейна в раннем кайнозое было параллельно Шпицбер-
генской разломной зоне (линии Де Геера); лишь после объедине-
ния Гренландии с Северо-Американской плитой в единую оно
изменилось и стало близко к современному.
Отодвигание хребта Ломоносова и кайнозойское раскрытие
бассейна Полярной Атлантики предопределяет сокращение пло-
щади позднепалеозойской и (или) раннемезозойской океаниче-
ской Канадской котловины. Поэтому уместно поставить вопрос:
какова природа подводного хребта Менделеева-Альфа, не являет-
ся ли он следствием перемещения океанической литосферы? От-
вет на этот вопрос могут дать лишь дальнейшие геолого-геофизи-
ческие исследования дна этого региона Полярного бассейна.
Сложна кайнозойская история формирования океанской ли-
тосферы Северной Атлантики на участке между Исландско-Фа-
рерским поднятием на юге и Ян-Майе некой разломной зоной на
севере. В настоящее время анализ батиметрических, геофизиче-
ских и геологических данных позволяет считать наиболее вероят-
ной следующую модель эволюции литосферы Норвежского и
южной части Гренландского морей. В раннем кайнозое, на протя-
жении палеоцена и большей части эоцена, океаническая лито-
сфера разрасталась относительно оси, которая протягивалась по-
чти параллельно современной Исландско-Ян-Майенской рифто-
вой зоне, но была расположена в центре Норвежского моря. В то
время фокус восходящего потока был расположен под нынешни-
ми Фарерскими островами; обильное излияние базальтов над этим
Фокусом и привело к их образованию.
Поздний эоцен — ранний олигоцен
В позднем эоцене — раннем олигоцене (по-видимому, в ре-
зультате относительного смещения фокуса восходящего потока)
Произошел «перескок» оси разрастания, вероятно, даже в два
пРиема, и около 13—15 млн лет назад началось разрастание юж-
ной части дна Гренландского моря (рис. 51). Именно с этого вре-
Мени из-за обильного излияния базальтов и аномального подъема
245
80‘
Рис. 51. Стадии разрастания Северной Атлантики между Скандинавией и
Гренландией 58 (А), 38 (Б), 27 (В), 10 (Г) млн лет назад (положение
Скандинавии принято современное, Гренландии — относительное):
1 — предполагаемая область восходящего мантийного потока; 2 — оси магнитных
аномалий (цифры — их номера по ламонтской шкале); 3 — границы расходящихся
континентальных блоков
поверхности мантии в фокусе восходящего потока Исландия поД-
нимается над уровнем океана. Таким образом, Исландско-Фарер'
ский порог есть результат воздействия восходящего мантийного
потока, причем в течение кайнозоя проявлялись два эффекта-
непосредственно обильное выделение базальтов над фокусом по-
тока и дамбовый эффект Исландско-Фарерского трансформного
Рис. 52. Рельеф дна (А) и топографо-изостатические аномалии силы
тяжести (Б) вблизи отмершей рифтовой оси в Норвежском море. Отмер-
шая рифтовая ось показана штриховыми линиями
разлома, способствовавший образованию приразломной субши-
ротной вулканической цепи.
Необходимо отметить, что отмершая рифтовая ось хребта Эгир
в центре Норвежского моря первоначально была намечена (на ос-
нове предположений о природе симметрии этого бассейна) по ано-
мальному магнитному полю. Она очень слабо проявляется в релье-
фе дна и достаточно четко в топографо-изостатических аномалиях
в виде минимума Ag. Природа этого минимума Ag (рис. 52) вероят-
нее всего обусловлена базальтами, скопившимися в магматиче-
ской камере под осевой зоной, не излившимися на поверхность
из-за прекращения раскрытия, а поэтому застывшими и вошед-
шими в состав литосферы как ее аномальная, менее плотная близ-
поверхностная область. Кроме того, генеральное направление риф-
товых осей во всем этом регионе Северной Атлантики отличается
от полученного из глобальной модели главных литосферных плит.
Поэтому, как это было впервые установлено российскими геофи-
зиками А. М. Карасиком и другими на примере хребта Мона, ге-
неральное и истинное направления рифтовой оси действительно
Различаются между собой, и отдельные отрезки рифтовой трещи-
,_fbI смещены по трансформным разломам, которые пересекают их
Шквально через первые десятки километров. Для того чтобы полу-
пить более детальную картину истории развития океанической ли-
°сферы всего этого региона, необходима площадная геофизиче-
кая съемка дна масштаба 1:1 000 000 и крупнее.
247
В целом, характеризуя кайнозойский этап эволюции Северу
Атлантики, следует иметь в виду, что наиболее важным событИрИ
на его протяжении было образование и развитие нового океане
кого бассейна между Восточной Гренландией и западной частью
блока Хаттон—Роколл и формирование соответствующих контц
нентальных окраин — молодых окраин Атлантического типа.
менее существен факт завершения к концу эоцена — началу оди.
гоцена активного роста Лабрадорского океанского бассейна, чт0
свидетельствует об отмирании поперечного (тетисского) направ-
ления рифтогенеза и новой перестройке системы разрастания в
Северной Атлантике, приведшей ее (в первом приближении) к
единой оси.
В течение последних 40 млн лет вплоть до настоящего времени
продолжается дальнейшее раскрытие бассейна Атлантики вдоль
единой рифтовой оси, расположенной примерно в середине океана.
В результате разрастания континентальные области, окружающие
Атлантику, постепенно приближаются к современному положе-
нию, а глубины дна по периферии бассейна медленно увеличива-
ются.
Несмотря на единую рифтовую ось, в южной и северной час-
тях бассейна разрастание осуществлялось относительно разных
полюсов таким образом, что в районе Азорских островов изменя-
лось направление относительного движения вдоль Азоро-Гибрал-
тарского трансформного разлома.
Начиная с эоцена, т.е. на протяжении почти всего кайнозоя,
происходило сравнительно медленное вращение Африканской
плиты относительно Евразиатской, при котором размеры запад-
ной части океана Тетис постепенно сокращались. В эоцене зона
поддвига протягивалась от южного борта Бискайского залива к
востоку через флишевый прогиб севернее Пиренеев в районе южнее
островов Корсика и Сардиния, которые в то время составляли с
современным югом Франции единое целое. Известная в Пиренеях
лютецкая фаза складчатости, вероятно, обусловлена столкнове-
нием Иберийского континентального блока с Европой, которое
началось после исчезновения узкого участка океанической лито-
сферы. В течение эоцена на Корсику были надвинуты офиолиты —
покровы Баланэ. Сдавливание, осуществлявшееся в эоцене на юге
Франции и в Альпах, фиксируется по флишу, а также по появле-
нию здесь первых покровов.
Вполне вероятно, что вслед за столкновением Иберийского блока
с Европой и надвигом офиолитов на Корсику возникла Апеннин-
ско-Сицилийская зона поддвига. Вероятно, с ней связана и перваЯ
крупная деформация надвигового типа в Бетидах, которая датир0'
вана средним эоценом. В эоцене под Родопский массив, ТурШ0011
Иран океаническая литосфера, по-видимому, двигалась как с се-
вера, так и с юга. Известно, что в это время Родопский массив бЫ^
бдастью значительного проявления андезитового, дацитового и
°пиритового вулканизма. В позднем эоцене на Кипре имел место
даДвИГ к ЮГУ- севеРн°й окраине Иранской плиты располагалась
остр°вная ДУга’ ° чем свидетельствуют андезиты, дациты, лейци-
товые базальты и диориты Малого Кавказа.
Поздний олигоцен — плиоцен
В позднем олигоцене, миоцене и плиоцене продолжалось столк-
новение и сжатие краев отдельных блоков континентальной ли-
тосферы, а площадь, занятая океанической литосферой, посте-
пенно сокращалась. В миоцене с Европой соединились Карник-
ский, Апулийский, Родопский и Мизийский блоки, хотя их стол-
кновение с надвигом офиолитов началось еще в олигоцене. В Кар-
патах образование покровов продолжалось в олигоцене вплоть до
настоящего времени. В миоцене движение литосферы под Южные
Карпаты фиксируется по андезитам, риолитам, дацитам и липа-
ритам. О том, что северный край Мизийского блока пододвинул-
ся в течение плейстоцена далеко на северо-запад под Карпаты,
свидетельствует современная сравнительно глубокая сейсмофокаль-
ная зона в районе Вранча.
С конца олигоцена — начала миоцена в Западном Средиземно-
морье внутренняя дуга Апеннины—Сицилия—Тель-Атлас стала
перемещаться от Иберийского блока к востоку, в результате чего
от Европейского континента отделились Корсиканско-Сардинский
и Балеарский блоки. По мере их отодвигания и образовались мо-
лодая океанская впадина Балеарского моря и Валенсийский про-
гиб. Можно предполагать, что такое раздвижение — следствие
восходящего мантийного потока. Если данное предположение спра-
ведливо, то с термическим воздействием этого потока можно свя-
зывать и геоморфологическую природу поднятия Центрального
Французского массива.
Начиная с миоцена в процессе столкновения краев отдельных
континентальных блоков несколько океанических проливов пре-
вратились в шовные зоны. В плиоцене Аравийская плита столкну-
лась с южной окраиной Иранского блока. В результате такого столк-
новения в Загросской континентальной окраине осадки были под-
вержены существенному смятию. В позднем миоцене—плиоцене в
Результате столкновения Большого и Малого Кавказа исчез (зак-
рылся) океанский пролив между Черным и Каспийским морями.
На месте этого пролива сейчас продолжается процесс перемеще-
ния литосферы к северу и к югу, в результате которого, вопреки
Изостазии, развиваются Куринская и Колхидская депрессии. Сле-
довательно, непрерывная континентальная (Азиатская) пе-
Ремычка между Европой и Аравийской плитой существует начи-
нив с плиоцена.
249
Образование самостоятельной Аравийской плиты, т. е. ее откод
от Африканской, началось в конце мела, вероятно, в результат
воздействия Эфиопского восходящего мантийного потока. В теде
ние палеоцена и раннего эоцена происходило раздвижение Аден-
ского залива, а на месте Красного моря тогда развивался левосто-
ронний внутриконтинентальный трансформный разлом; об этом
свидетельствуют многочисленные смещения единых в прошлом
разломных зон континентальной литосферы, которые ныне распо-
ложены по разные стороны Красного моря. С позднего эоцена и до
раннего миоцена раскрывалась рифтовая трещина Красного моря
В позднем миоцене в процессе разрастания рифтовых трещин
Красного моря и Аденского залива под влиянием Эфиопского
восходящего мантийного потока от Африканской плиты отколол-
ся континентальный блок Данакиль. С того времени между ним и
Африканской плитой развивается тройное соединение дивергент-
ных границ трех литосферных плит: Аравийской, Африканской
(Нубийской) и Сомалийской.
В самом начале кайнозоя прекратилось разрастание океаниче-
ской литосферы в Тасмановом море. Самая поздняя пара магнит-
ных аномалий идентифицируется как № 25 (по ламонтской шкале
инверсий главного магнитного поля Земли) и, следовательно,
она образовалась около 60 млн лет назад. Затем началось разделе-
ние Австралии и Антарктиды, которое во многом было обуслов-
лено взаимным расположением в то время между Австралией и
Антарктидой восходящих мантийных потоков.
Самая близкая к Австралийскому материку магнитная аномалия
идентифицируется как № 21, что соответствует времени ее воз-
никновения около 55 млн лет назад. Близ Австралии и Восточной
Антарктиды вполне достоверно опознана только магнитная анома-
лия № 18, возраст которой ~ 45 млн лет. С этого времени в пределах
Индийского океана главным направлением разрастания океани-
ческой литосферы становится то, которое сегодня определяет ме-
дианное положение Срединно-Индийского хребта на большей ча-
сти площади этого бассейна. Хотя на протяжении еще почти 15 млн
лет продолжала функционировать рифтовая система, уходившая в
сторону Тихого океана, дальнейшую историю эволюции литосфе-
ры в пределах Индийской и Антарктической плит определяла ди-
вергентная граница, образовавшаяся в результате разделения этих
материков. Таким образом, на кайнозойском этапе эволюции Ин-
дийского океана направление разрастания, унаследованное от
океана Тетис, стало превалировать над тихоокеанским.
Кайнозойская история эволюции рельефа дна в восточной ча-
сти Индийского океана, насколько можно судить по данным глУ'
боководного бурения в этом регионе, в целом определялась уве'
личением толщины литосферы по мере ее остывания и, как сдеД'
ствие, возрастанием глубины (рис. 53). Вероятно, главное ослоЖ'
250
A
Рис. 5з Реконструкции глубин дна Индийского океана 36 (А) и 70 (Б)
млн лет назад.
'Р
°чками указаны скважины глубоководного бурения, цифры около них — номера
скважин
251
нение, обусловливающее отклонение от этой закономерное^
вносят нисходящие и особенно восходящие мантийные потоки’
которые отличаются обильными излияниями базальтов более ще^
лочных, чем нормальные.
В конце мела — начале кайнозоя обильные излияния базальтов
в пределах дна Индийского океана привели к образованию двух
крупных вулканических провинций. Первая — это Кергеленская и
Западно-Австралийская (Брокен), которая в начале кайнозоя пред,
ставляла собой единую вулканическую область, питавшуюся от
восходящего мантийного потока, маркируемая ныне островами
Амстердам и Сен-Поль (37— 38° ю. ш., 77—78° в. д.). Вторая также
вероятно, единая в то раннекайнозойское время подводная вуд-
каническая провинция — это Маскаренская—Чагос. Быстрое раз-
растание океанической литосферы от Австрало-Антарктической
рифтовой оси в конце эоцена — начале олигоцена привело к раз-
делению каждой из этих вулканических провинций на две части,
после чего эти части начали быстро удаляться в сторону от поро-
дившего их глубинного мантийного источника.
Вследствие такого удаления уменьшается, а затем и прекраща-
ется вулканическая деятельность в пределах каждой из разломан-
ных половинок. Кроме того, естественно прекращается связанная
с одной из них вулканическая активность вдоль трансформного
разлома, хотя след ее в виде хребта Девяностого градуса (Восточ-
но-Индийского) сохранился и поныне.
В конце эоцена — начале олигоцена произошло столкновение
Индостана и Тибета с азиатским континентом. С этого времени
начинается пододвигание и надвигание континентальных и суб-
континентальных краев плит: их коробление, обламывание, по-
добно торошению льда, и как следствие образование Гималаев,
Трансгималаев, Памира, Тянь-Шаня. Во второй половине кайно-
зоя в результате сдавливания континентальных краев плит все четче
вырисовываются два «тектонических узла» (впервые выявленные
еще И.В.Мушкетовым) — Кавказский и Памиро-Гиндукушский.
На южный край Евразиатской плиты в районе Кавказа давит се-
веро-восточный угол Аравийской плиты. Памиро-Гиндукушский
регион испытывает давление со стороны северо-западного края
Индийской литосферной плиты, перемещающейся к северу с
большой скоростью.
Отделение Австралии от Антарктиды и ее быстрое удаление от
шестого материка в сторону экватора естественно связано с пере-
стройкой системы границ плит в пределах Тихого океана. Вероят-
но, еще в позднем мелу — раннем кайнозое начался поддвиг под
северный край Австралии, в результате которого и образовались
острова Тимор, Серам и Восточный Целебес. В олигоцене прекра'
тила активное развитие дивергентная граница между предполагае-
мой древней плитой Кула и собственно Тихоокеанской. По мере
252
риближения Австралии i
аться рифтовая система
ая сколько можно судить
с Юго-Восточной Азии перестала разви-
между Индийским и Тихим океанами,
по линейным магнитным аномалиям и
*езУльтатам глубоководного бурения, это событие произошло в
^ппгоцене. Вероятно, последним действующим участком этой си-
стемы была субширотная рифтовая ось в пределах Филиппинской
плиты.
В конце эоцена на северном обрамлении Тихого океана пере-
местилась дивергентная граница и, как свидетельствует ранне-
оЛигоценовый возраст вулканических продуктов, именно тогда и
возникла Алеутская дуга. Между началом поддвига и первыми вул-
каническими извержениями в пределах дуги проходит время по-
рядка нескольких миллионов лет. На границе эоцена и олигоцена
произошли также изменения направления «абсолютного» пере-
мещения Тихоокеанской плиты и, насколько можно судить по
направлению трещин в Гавайско-Императорской цепи, внутри-
плитовых напряжений в ее пределах.
О смещении всей Тихоокеанской плиты к северо-западу, на-
чиная от олигоцена и до наших дней, свидетельствуют направле-
ния простирания нескольких цепочек подводных гор на дне Ти-
хого океана (Гавайской, Туамоту, Тубуаи, Гилберта). Результаты
палеомагнитной интерпретации аномалий Д7а над подводными
горами Тихоокеанской плиты, а также геофизических (палеомаг-
нитных) и геологических исследований осадков позволяют впол-
не определенно судить о наличии северной компоненты движе-
ния Тихоокеанской океанической плиты, как минимум, начиная
с мела.
На рубеже олигоцена и миоцена близ того места, где сейчас
расположен архипелаг Колумба (Галапагос), начал развиваться
восходящий мантийный поток, который вскоре способствовал
образованию вытянутой в субширотном направлении вулканиче-
ской провинции. Дальнейшее воздействие этого потока привело к
разделению в позднем миоцене — плиоцене плиты Фараллон на
Две — Кокосовую и Наска. Как следствие раздвижения от новой
Рифтовой оси была разделена на две части и вулканическая над-
стройка. Куски этой миоценовой вулканической провинции и об-
разуют Кокосовый и Галапагосский валы.
Важным событием во всей геологической и биологической ис-
тории эволюции Южного океана было разрушение континенталь-
ной перемычки между Южной Америкой и Западной Антаркти-
кой, которое (насколько позволяют судить палеонтологические
Данные, полученные в результате глубоководного бурения) про-
изошло на рубеже олигоцена и эоцена. Только после этого обра-
зовалось холодное циркумантарктическое течение. Климат шесто-
го Материка стал значительно более суровым, и здесь начало раз-
еваться покровное (материковое) оледенение. Заметим, что в
253
течение всего кайнозоя большая часть Антарктиды находидас
южнее Полярного круга и все-таки бурение дна Южного океаца
не дает пока следов покровного оледенения шестого матера
раньше эоцена. Следовательно, изменение структуры океане^
течений, обусловленное образованием одних океанских бассей-
нов и исчезновением других (а вместе с тем разделение и столк-
новение континентов), приводит к наиболее существенным гло-
бальным и региональным изменениям климата на поверхности
Земли.
Действительно, океанская циркуляция обусловлена несколь-
кими причинами, из которых главные — разница температур между
теплыми и холодными областями (при этом доступ к холодным
полярным источникам наиболее важен), вращение Земли и воз-
душная циркуляция, которая сама имеет обратную связь с океан-
ской. Глубоководные течения представляют собой холодные пото-
ки полярных вод. Такая глубинная циркуляция устанавливается в
каждом бассейне лишь после того, как вода получает доступ к
холодным полярным областям. В Атлантическом океане влияние
холодных течений начинает сказываться с конца мела—палеоце-
на, что связано с формированием в Северной Атлантике Лабра-
дорского и Норвежского морей. Появление этих мощных течений
привело к выравниванию профиля равновесия в пределах конти-
нентального склона и подножия, особенно на западе Северной
Атлантики (в связи с влиянием вращения Земли на структуру те-
чений).
Глубоководная циркуляция существенно влияет на характер
накопления терригенных и полупелагических осадков, а поверх-
ностная главное влияние оказывает на пелагические осадки, ибо
от нее во многом зависит биологическая продуктивность. Исчез-
новение силы Кориолиса на экваторе служит своеобразным репе-
ром при палеореконструкциях на континентах, но не менее ва-
жен этот факт и в океане. Экваториальное противотечение обус-
ловлено как раз этим явлением; связанная с противотечением
высокая скорость биогенного осадконакопления служит надеж-
ным репером для реконструкций палеоэкватора на дне океана.
Бурение дна северной части Тихого океана близ Алеутских ос-
тровов позволяет наметить следы общего похолодания (вплоть до
появления ледниковых осадков), которое началось в позднем мио-
цене и достигло максимума около 3 млн лет назад. Кроме того,
столкновение и разъединение континентов приводили не только
к существенным климатическим изменениям, но и к кардиналь-
ной эволюции всей экологической системы на поверхности на-
шей планеты, что нашло отражение в палеофлоре и палеофауне-
(Хорошо известны особенности гондванской флоры и фауны, а
также эволюция отдельных видов в процессе столкновения и разъе-
динения материков. Эти проблемы — предмет дискуссий палеон-
254
догов и, как известно, вывод, намеченный еще А. Вегенером, в
т°спедние годы получает все больше подтверждений.)
i! все наиболее крупные рубежи геологической хронологии в фа-
ерозое, которые первоначально были установлены с позиций,
Придающих дрейф материков, в действительности прежде всего
^условлены крупными перестройками взаимного расположения
континентов и океанов в составе литосферных плит.
При глобальном анализе мезозойской и кайнозойской эволю-
морфологии дна Мирового океана установлено увеличение
глубин ложа пропорционально корню квадратному из возраста
океанической литосферы. Это выявлено при глубоководном буре-
нии во многих районах, прежде всего на основании такого при-
знака, как глубина компенсации карбоната кальция (хотя уровень
компенсации в течение рассматриваемого интервала времени
варьирует даже в пределах одного океанического бассейна по мере
его эволюции).
Характер увеличения глубин дна в переходных зонах атланти-
ческого типа в зависимости от времени с начала образования океа-
нической литосферы также подтверждает справедливость этого
закона. Значительное опускание дна (до 3 — 5 км) в этих зонах
установлено почти повсеместно, при этом максимальная скорость
опускания наблюдается на протяжении первых десятков миллио-
нов лет после полного раскола континентов. Необходимо подчер-
кнуть, что в атлантических переходных зонах на рельеф дна зна-
чительное влияние оказывают скапливающиеся здесь осадки, под
давлением массы которых значительно опускается (до 10—12 км)
фундамент, т.е. происходят крупные дифференцированные вер-
тикальные перемещения отдельных блоков литосферы, вытяну-
тых вдоль края континента. Такие вертикальные перемещения —
одно из важных проявлений внутриплитовой тектоники.
Существенное осложнение в характер изменения глубин дна
вносят восходящие мантийные потоки, которые маркируются
подводными вулканическими провинциями, например Исландия,
Галапагос. Дно океана в окрестности таких провинций (диамет-
ром от нескольких сотен до первых тысяч километров) менее глу-
бокое, чем обычно, а иногда (например, в Исландии) даже под-
нято над уровнем океана. Как свидетельствует геоисторический
анализ эволюции рельефа дна, подобные ситуации имели место и
в прошлом.
Анализ мезозойской и кайнозойской истории эволюции дна
Мирового океана позволяет считать, что мощные восходящие
Мантийные потоки служат причиной раскола континентальной и
°Кеанической литосферы. В первом случае расколотыми оказыва-
ется образованные несколько ранее этими же потоками щелоч-
4bie базальтовые провинции, и части таких разорванных вулкани-
Ческих провинций располагаются по краям новых материков, по
255
разные стороны молодой океанической впадины. В случае подНо
раскола океанической литосферы разобщаются две части
подводной вулканической провинции. Примерами двух частей та*
ких расколотых, а ранее единых провинций служат подводщ/
хребты Кокосовый и Карнеги (Галапагос) в Тихом океане, а так
же подводные поднятия Маскаренское и Чагос, Кергеленское Й
Западно-Австралийское (Брокен) в Индийском океане.
Геоисторический анализ позволяет считать, что в мезозое-^
кайнозое неоднократно менялось местоположение зон поддвига в
пределах обрамления впадины Тихого и океана Тетис. Все это д^.
жно было находить отражение в существенных временных вариа-
циях региональных аномалий силы тяжести, связанных с конвер- I
гентными границами. Временные вариации поля Ag на поверхно-
сти Земли можно разделить на три класса: 1) литосферные, наи-
более существенные близ границ плит; 2) мантийные, самые про-
должительные; 3) связанные с локальным изменением поверхно-
сти ядро—мантия. Если последние существуют в действительно-
сти, то на поверхности Земли они охватывают огромные площади
и имеют сравнительно небольшой период (по аналогии с магнит-
ными) порядка 102 —103 лет. 1
Наиболее вероятной причиной глобальных регрессий и транс-
грессий уровня океана служат вариации средней для всей Земли
линейной скорости разрастания дна. Увеличение этой скорости
приводит к тому, что средний возраст дна Мирового океана ока-
зывается меньшим, океаническая литосфера — более тонкой, а
океан — менее глубоким и вода заполняет значительную часть
площади континентов. Иными словами, большая средняя скорость
разрастания дна приводит к глобальной трансгрессии, а при умень- >
шении этой скорости наступает регрессия. Данное положение мож-
но считать доказанным только для позднемеловой трансгрессии
по сравнению с современной регрессией уровня поверхности
Мирового океана.
Регрессии и трансгрессии существенно влияют на палеокли-
мат нашей планеты; естественно, что в период трансгрессий он
должен был быть более мягким и влажным. Другая причина, вли-
явшая на климат нашей планеты в целом и особенно в ее некото-
рых крупных регионах на протяжении, как минимум, всей фане-
розойской истории Земли, — это пространственное расположе-
ние континентов и океанов на ее поверхности. Ярким примером
служит последнее покровное оледенение Антарктиды. Хотя на про-
тяжении всего кайнозоя большая часть шестого континента нахо-
дилась южнее Полярного круга, материковое оледенение нача-
лось лишь 20—30 млн лет назад, только после того как разъеДИ'
нились Австралия и Антарктида, а главное — открылся проЛ,1В
Дрейка, т. е. были созданы геоморфологические условия для обра'
зования холодного циркумантарктического течения.
9SA
Более общий вывод, который на основе анализа мезо-кайно-
зойской эволюции дна Мирового океана можно пока только на-
метить, как нам представляется, сводится к следующему: все глав-
щде рубежи геологической истории фанерозоя и, как следствие
разделение геохронологической шкалы на эры, периоды в значи-
тельной степени обусловлены такими событиями, как столкнове-
ния и расколы материков в процессе глобального перемещения
совокупности литосферных плит.
Заметим, что в конце палеозоя все (или почти все, так как не
ясен вопрос о Китайской платформе) материки были собраны в
Пангею, а начало мезозоя — это начало его раскола. В частности, в
триасе начался, но так и не состоялся раскол Европы и Азии в
районе нынешней Западно-Сибирской низменности, а также на-
чался откол Северной Америки от Африки и Европы, который в
начале юры привел к образованию молодой океанской впадины
Северной Атлантики. В начале мела Африка откололась от Южной
Америки и Антарктиды, которые также разделились между собой.
Начало мелового периода — откол Индостана (и Тибета) от Ан-
тарктиды и Австралии. В конце мела — начале кайнозоя современ-
ное Новозеландское плато и подводный хребет Лорд-Хау откалы-
ваются от объединенного материка Антарктиды и Австралии, за-
тем эти материки раскалываются и Австралия удаляется в сторону
экватора. В этот же период (на рубеже мела и кайнозоя) в Северном
полушарии отделяются Северная Америка, Гренландия и Европа,
в результате в кайнозое образуется Полярная Атлантика. Кроме того,
в самом начале кайнозоя Аравийская плита откололась от Африкан-
ской и началось образование Красного моря и Аденского залива.
Наконец, середина кайнозоя — начало столкновения Индо-
станской плиты с Азией и формирование крупнейшего в настоя-
щее время горного пояса. Разумеется, все эти события влияли на
палеотечення, палеоклимат и на всю эволюцию экологической
системы нашей планеты в геологическом прошлом, что объек-
тивно отразилось на составлении геохронологической шкалы и ее
Делении на эры, периоды и, возможно, эпохи.
Можно вполне определенно считать, что в самые последние
годы начался новый этап в понимании (по крайней мере фанеро-
зойской) истории эволюции как Мирового океана, так и всей
геологической истории. В настоящее время созданы принципиаль-
ные основы методики глобальных (результаты которых были из-
ложены выше) и региональных палеореконструкций рельефа.
в Частности, сейчас в целом ясны наиболее характерные особен-
ности рельефа дна рифтовых зон, трансформных разломов и ост-
ровных дуг в зависимости от конкретных особенностей кинемати-
ческой картины на границах плит в том или ином районе, а также
особенности эволюции литосферы и рельефа дна в пассивных
Переходных зонах разного типа и возраста.
9 с»
'-Виточ ЭЧ7
Заметим, что для реконструкции принципиальных геоморф0
логических черт, определявших лик континентальных облаете''
Земли в геологическом прошлом, могут быть использованы дОс
таточно близкие, хотя и не тождественные методические приему
Все это создает Принципиально новые условия для развития в
ближайшие годы палеогеоморфологических реконструкций, раз_
личных по масштабу и детальности, которые в свою очередь м0.
гут рассматриваться как исходные для построения палеоклимати-
ческих моделей и их проверки на основе палеонтологических и
других эмпирических данных.
Проблема палеоклимата и палеолика Земли кроме важного
научного имеет еще и существенное практическое значение. Ведь
с палеоклиматом континентов связано формирование некоторых
типов месторождений полезных ископаемых, например латерит-
ных бокситов, эвапоритов, углей и др. Кроме того, согласно орга-
нической концепции генезиса месторождений нефти и газа, па-
леоклиматические условия, так же как палеотечения, определяли
условия биопродуктивности в геологическом прошлом.
10.4. Дрейф материков и эволюция климата Земли
в мезозое и кайнозое
Характерная направленность конечного перемещения лито-
сферных плит на протяжении мезозоя и кайнозоя — это распад
Пангеи и переход к нынешнему расположению плит, а в их со-
ставе — материков и океанов. Такое дробление единого материка
на несколько фрагментов обусловлено перестройкой мантийной
конвекции, т. е. переходом от позднепалеозойской одноячеистой
структуры (нисходящая ветвь под Пангеей, восходящая — под
Прототихим океаном) к современной — двухъячеистой. Образо-
вание Пангеи на рубеже палеозоя и мезозоя дало возможность
воспроизвести взаимное расположение материков и океанских впа-
дин на протяжении мезозоя и особенно в кайнозое. Для позднего
мезозоя и для кайнозоя сохранились морские магнитные анома-
лии, которые позволяют реконструировать относительную конеч-
ную кинематику литосферных плит гораздо точнее, чем палео-
магнитные данные по материкам.
Мезозой
Триас (230— 195 млн лет). Как свидетельствуют палеомагнит-
ные данные, в триасе гондванские материки покинули район
Южного географического полюса, тогда как северный край ЛаВ'
разии (северо-восток современной Якутии) вплотную приблизиЛсЯ
к Северному географическому полюсу. В раннем триасе ПангеЯ
е остается единым материком. Впрочем, палеомагнитные дан-
,е дозволяют предполагать раздельное относительное смещение
крупных материковых фрагментов Пангеи — Лавразии и Гон-
аны — в виде правостороннего вращения со сжатием вдоль Ап-
яалачского горного пояса.
Согласно моделям Е. Р. Канасевича и др., а также Э. Ирвинга,
тоЛьк° к концу триаса, 210—200 млн лет назад, Пангея приобрела
классическое вегенеровское очертание. Как следует из этих моде-
деЙ, направления и величины линейных скоростей смещения Гон-
дванского и Лавразийского материков в триасе существенно разли-
чаются. Максимальные линейные скорости перемещения Гондва-
ны в пределах ее юго-восточного австралийского края были 4,0—
4 5 см/год, а для Лавразии в районе нынешнего Казахстана —
2 2 см/год. В триасе, а возможно, даже еще в перми, т. е. почти сразу
после образования Гондваны, начался ее раскол. Для триаса хоро-
шо геологически задокументированы две крупные области, где
проходил тогда раскол Гондванского материка. В качестве причины
развития этих внутриматериковых сводово-вулканических областей
предполагается воздействие восходящих мантийных потоков.
Интересно отметить, что обе рифтовые области возникли око-
ло или даже в пределах складчато-глыбовых планетарных поясов
сжатия литосферы: одна в пределах и около Уральского пояса,
другая — Аппалачского. Хорошо известные триасовые грабены в
фундаменте Западно-Сибирской низменности, а также характер-
ные платобазальтовые излияния триасового и раннеюрского вре-
мени убедительно свидетельствуют о развитии в раннем мезозое
внутриматериковой сводово-вулканической рифтовой области под
действием восходящего мантийного потока. Но этот мантийный
поток так и не смог разорвать недавно столкнувшиеся Европей-
ский и Азиатский материки, а впоследствии лишь привел к раз-
витию Западно-Сибирской низменности.
Другой восходящий поток, который, как предполагается, в
триасе начал действовать в районе Аппалачей, несколько позже
привел к образованию впадины Северной Атлантики и к расколу
Пангеи на Гондвану и Лавразию. Воздействие этого мантийного
потока на континентальную литосферу способствовало в триасе
Формированию рифтовых впадин, а также внедрению интрузий
Щелочных гранитов на ныне разрозненных окраинах востока Се-
Щрной Америки и северо-запада Африки, которые тогда были
Расположены сравнительно близко друг от друга.
В триасе продолжается начавшееся еще в позднем палеозое
смещение рифтовой оси океана Тетис к югу и, как следствие,
Краевые участки откалывались от Гондванского континента и в
составе океанической плиты этих малых материков переносились
к северу, а затем присоединялись к Евразиатскому. В частности,
Раннемезозойские офиолиты Западных Альп, Динарид, Кипра,
259
Малого Кавказа, Северного Ирана и Центрального Афганистан
служат индикаторами океанической литосферы северной плщь
океана Тетис. Раннемезозойские офиолиты в Северном Вьетнаме
также свидетельствуют о том, что в триасе значительная часть
нынешней Юго-Восточной Азии была отделена от главной части
Азиатского материка океанической литосферой. Глубоководные
терригенные раннемезозойские осадки, а также офиолиты остро,
вов Зондского архипелага позволили Л. П. Зоненшайну предполо-
жить, что в триасе нынешний Индокитай уже отделился от Год.
дваны, но еще не присоединился к Азии и поэтому вместе с ны-
нешним полуостровом Малакка представлял тогда самостоятель-
ный малый континент.
В то время как рифтовая ось океана Тетис смещалась к югу, в
сторону Гондванского материка (откалывая его окраины, в част-
ности в триасе большую часть площади нынешнего Ирана), его
северная плита двигалась под южную окраину Евразиатского ма-
терика. Во впадине Прототихого океана около 220—200 млн лет
назад океаническая плита Фараллон двигалась под нынешнюю
западную окраину Северо-Американского материка и, возмож-
но, под северо-западную — Южно-Американского. Оба этих мате-
рика в триасе, по-видимому, были разделены океаническим за-
ливом будущего Карибского моря. На западе Северной Америки
В. Гамильтоном выделен раннемезозойский пояс андезито-базаль-
тового вулканизма, который протягивается от межгорного пояса
Канады через горы Кламат в Калифорнию и свидетельствует о
поддвиге океанической литосферы под островную дугу.
Под Южно-Американский континент, точнее, под обрамляв-
шую его с запада островную дугу в триасе двигалась, вероятно,
собственно Тихоокеанская плита; об этом свидетельствуют извер-
гавшиеся в подводных условиях раннемезозойские вулканиты ос-
новного и среднего состава Западных Кордильер и Анд. Можно
предполагать, что в раннем мезозое Тихоокеанская плита пере-
мещалась также под Западную Антарктиду, нынешнюю Новую
Зеландию (она была тогда общей Австрало-Антарктической крае-
вой зоной Гондваны) и под Новую Каледонию. Таким образом,
геофизические и геологические данные позволяют предполагать,
что в конце триаса Пангея была разделена, возможно, еще внут-
риконтинентальной системой рифтовых трещин на две целиком
материковые плиты: северную — Лавразийскую и южную — ГонД-
ванскую. Вероятно, в то время существовали четыре достаточно
крупные плиты полностью (или почти полностью) океанические-
три из них — в Прототихоокеанской впадине (Кула, Фараллон и
Тихоокеанская) и одна — во впадине Тетис. Эти океанические
плиты поддвигались под островные дуги, обрамлявшие в ранне*1
мезозое значительную часть периферии двух материковых плит "
Гондванской и Лавразийской.
260
jOpa (195—137 млн лет). В юрское время Гондвана достаточно
naJ1eK°, на 15 — 20° по широте, удалилась от Южного географи-
ческого полюса, тогда как Лавразия всей пассивной материковой
окраиной, проходившей тогда в районе нынешнего Верхоянского
Хребта, приблизилась к Северному полюсу. Насколько позволяет
судить рассчитанная по палеомагнитным данным модель конеч-
ной кинематики литосферных плит, в юрское время максималь-
ная линейная скорость смещения Гондваны была в 2—3 раза мень-
ше, чем у Лавразии, да и направления смещения в близких пунк-
тах различались на 90°. Так, например, Северо-Американский ма-
терик смещался к северо-северо-западу со скоростью от 2,5 до
4 см/год, тогда как северо-западный край Гондваны (район Атла-
са) — к северо-востоку со скоростью около 1,5 см/год. В период от
180 до 148 млн лет назад Африка смещалась к юго-востоку отно-
сительно Европы. Такое различное смещение соседних областей
Гондваны и Лавразии в самом конце триаса или в начале юры
привело к образованию первой океанической литосферы нынеш-
ней Северной Атлантики в зоне между западным краем Северной
Америки и юго-западным — Африки. Отметим, что в юрское вре-
мя развитие этой Протоатлантической рифтовой трещины проис-
ходило как продолжение развития к западу рифтовой трещины
океана Тетис.
Таким образом, на первой стадии нынешняя Атлантическая
впадина образовалась благодаря разрыву континентальной лито-
сферы по герцинскому шву и формировалась как соединение двух
крупных океанических бассейнов: на востоке — постепенно отми-
рающего океана Тетис, на западе — тогда еще разраставшегося
Тихого океана (заметим, что все последующее разрастание Ат-
лантической впадины происходило главным образом за счет со-
кращения размеров Тихоокеанской). Достаточно подробные гео-
лого-геофизические модели эволюции литосферы западной части
океана Тетис и его континентального обрамления от конца триа-
са и до наших дней были составлены в 1973 г. Дж. Дьюи, У. Питме-
ном и др. и немного позднее Б. Бижу-Дювалем и др. Реконструк-
ция мезозойской тектонической истории этого региона, а следо-
вательно, всей западной части современного Альпийско-Гима-
лайского горного пояса осложнена еще и тем, что в конце триа-
Са — начале юрского времени от Гондваны было отколото и затем
Присоединено к южной окраине нынешней Европы несколько
Иалых материковых плит. Прежде всего это южная часть совре-
менного Ирана — малый континент, который, вероятно, был
°тКолот от восточной окраины нынешней Аравии еще в триасе.
В конце триаса — начале юры от северной окраины Гондваны
Ыли оторваны нынешние Турецкий и Родопский массивы, а также
^ПУлия. От Северо-Западной Африки в юре, вероятно, были от-
°лоты (при расколе Пангеи и продолжении впадины Тетис к
261
западу в виде Северной Атлантики) нынешние Марокканский
Оранский массивы. От южной герцинской части Европы тогда
были разрушены и смещены Иберийский, Карнийский и Мизи^
ский массивы. Вероятно, откол большого числа материковых фраг
ментов стал возможен потому, что восходящий мантийный поток
(ответственный за раскол Пангеи и образование первоначально^
Северной Атлантики) возник под Аппалачским планетарным
ясом сжатия, состоявшим из многих малых плит литосферы, еще
не очень крепко «спаянных» между собой. Так, в позднем триасе
ранней юре (около 200— 180 млн лет назад) развилась новая суб.
широтная система рифтовых трещин, которая соединилась с риф.
товыми осями океанов Тетис и Тихого, образовав вместе с ними
единую близэкваториальную рифтовую систему, опоясывавшую в
ранней юре весь земной шар.
Но именно в ранней юре становится особенно заметной на-
чавшаяся еще в триасе кардинальная перестройка пространствен-
ного расположения мировой рифтовой системы. Юра — время
начала раскола Гондваны. Этот большой материк, просущество-
вавший как единый более 350 млн лет, на протяжении почти все-
го палеозоя и раннего мезозоя (небольшие отколы по периферии
не нарушали его общей монолитности) в раннеюрское время на-
чал раскалываться на четыре крупных материковых фрагмента:
Южную Америку, Африку с Аравией, Индостан и Антарктиду с
Австралией. На протяжении ранней и средней юры в пределах
Гондваны в пограничных зонах этих ныне существенно удаленных
друг от друга материков была развита внутриматериковая рифто-
вая система, похожая на современную Восточно-Африканскую.
Физической причиной раскола послужили начавшие развиваться
в конце триаса — в ранней юре новые восходящие мантийные
потоки. Можно предполагать, что самые мощные из них привели
к развитию тройных соединений новых дивергентных границ плит.
Самый северный из мантийных потоков, расколовших Гондва-
ну, привел к раздвижению Африки и Южной Америки по двум
дивергентным границам и образованию нынешнего Гвинейского
залива. Третья юрская граница позже прекратила свою активность
и привела к образованию внутриматерикового трога Бенуэ в Аф-
рике. Другой мощный восходящий мантийный поток продолжил
раскол Гондваны на Африку и Южную Америку, а также послу-
жил причиной развития еще двух дивергентных границ: по ним
Антарктида откололась от Африки и Южной Америки. В юрок#
время отколу Антарктиды от Африки, а Индии от Африки и Ан-
тарктиды с Австралией способствовало, вероятно, развитие ДЕР'
потоков. Один из них привел к образованию подводной вулкани-
ческой возвышенности с островами Принц Эдуард и Крозе. Вт°'
рой в юрское и меловое время, вероятно, весьма мощный —- п°3’
же сформировал на дне молодой впадины современного ИНДИИ'
262
оГо океана единую вулканическую провинцию. Образованные
СтцМИ восходящими мантийными потоками внутриматериковые
э 0дов°-вулканические провинции в ранней и средней юре, как
едполагается, по своей орографии напоминали современную
Эфиопию, а в позднеюрское время — район нынешнего тройного
соединения Афар. Полный раскол Гондваны на четыре самостоя-
тельных материковых фрагмента и начало образования океани-
ческой литосферы нынешней Южной Атлантики и Индийского
океана — это рубеж юрского и мелового времени (140—130 млн
лог назад). Вероятно, правильнее было бы говорить о том, что
рубеж между юрой и мелом геологи установили именно потому,
чТо в это время произошел полный раскол Гондваны, повлекший
за собой цепь других геологических событий. Можно также пред-
полагать, что в юрское время под Лавразией к югу от нынешней
Гренландии, между Ньюфаундлендом и Британскими островами,
начал «работать» еще один восходящий мантийный поток (его
фокус сейчас под Исландией), который в меловое время привел
к расколу Лавразии и началу отделения Северной Америки от
Европы.
Естественно, что одновременно с нарастанием океанической
литосферы (в старых и во вновь образованных рифтовых трещи-
нах) в юрское время продолжалось погружение океанических плит.
Достаточно четко маркируется юрская конвергентная граница вдоль
северного Евразийского обрамления океана Тетис. В результате
погружения океанической литосферы в районах нынешнего Ма-
лого Кавказа, Северного Ирана и Афганистана развивалась си-
стема островных дуг, реконструируемая по характерным извест-
ково-щелочным вулканическим породам. В частности, В. Е. Хаи-
ным показана в пределах Кавказа юрская островная дуга, приуро-
ченная к более древнему Дзирульскому массиву. В тылу этой па-
леодуги терригенные толщи Большого Кавказа, вероятно, мар-
кируют юрское краевое море.
По мнению Л. П.Зоненшайна, киммерийская складчатость в
Юго-Восточной Азии была следствием столкновения Индокитая
с Евразией. В юрское время в пределах дна Тихоокеанской впади-
ны, вероятно, развились четыре целиком океанические плиты:
Тихоокеанская, Кула, Фараллон и Феникс. Северо-западная пли-
Кула пододвигалась под восточную и юго-восточную окраины
Азиатского материка. При этом не исключена вероятность, что
Под Монголе-Охотским поясом действовал восходящий мантий-
ный поток, который мог приводить к расколам восточной окраи-
ны Азии и к образованию впадин, подобных современному Кали-
форнийскому заливу.
Геологические и геофизические данные по северо-востоку Рос-
ии Позволяют считать, что древние материковые фрагменты (Ко-
ьнчский и Омолонский массивы), вероятнее всего, были фраг-
ментами Северо-Американского материка. Мезозойские офцоЛ14
ты Южно-Анюйской зоны, а также система мезозойских остр0в
ных дуг Чукотки свидетельствуют о сложной системе перемеще
ния океанической литосферы под небольшие более древние маТе
риковые фрагменты этого региона как с севера, так и с запада
Северо-восточная океаническая плита Фараллон (юрской Ти-
хоокеанской впадины) двигалась под Аляску и, вероятно, Чукот
ку, а также под западную окраину Северо-Американского мате-
рика. Об этом свидетельствуют мезозойские офиолиты в Берего-
вых хребтах Калифорнии, а также Невадийский батолит, начав-
ший формироваться в позднеюрское время, вероятно, в результа-
те закрытия краевого моря и столкновения островной дуги с кон-
тинентальной окраиной. Как предполагает Л. П. Зоненшайн, в ре-
зультате такого столкновения развился не только батолит, но и
Невадийский пояс складчатости.
Под западную окраину Южно-Американского материка в юр-
ское время предполагается погружение юго-восточной целиком
океанической плиты Феникс. Геологические данные по Андам
позволяют наметить следы юрских вулканических островных дуг.
Не исключена вероятность, что океаническая плита Феникс или
собственно Тихоокеанская погружались под нынешнюю Запад-
ную Антарктиду. Тихоокеанская океаническая плита, которая в
Юре занимала лишь юго-западную часть впадины, двигалась под
восточную окраину и северо-восточную окраину Австрало-Антар-
ктического осколка Гондваны.
В районах как Северного, так и Южного географических полю-
сов в юрское время не было материковых областей. Пять океани-
ческих литосферных плит (Тетис, Тихоокеанская, Кула, Фарал-
лон и Феникс) двигались под окраины материковых плит или
обрамляющие их островные дуги. Таким образом, юрское время
характеризуется интересной особенностью: в результате раскола
Пангеи, а затем и ее южного фрагмента — Гондваны образуются
пять достаточно крупных, почти целиком материковых плит, под
которые двигаются края пяти практически полностью океаниче-
ских плит.
Мел (137—67 млн лет). В это время разрастались молодые впа-
дины Атлантического и Индийского океанов за счет сокращения
площади Тихого океана и Тетис соответственно. В мелу происхо-
дило разделение Северной Америки и Европы, сопровождавши6'
ся дроблением континентальной литосферы между ними и обра'
зованием отдельных малых плит с материковой литосферой. К ним
относятся банка Галисии, подводный купол Флемиш-Кап, поД'
водная возвышенность Роколл, банка Поркьюпайн и, вероятна
подводная возвышенность Орфан. Все эти морфоструктуры
Северной Атлантики образовались в результате плавления и пеРе
работки континентальной литосферы в районе структурного Ш®
Северных Аппалачей крупным восходящим мантийным потоком,
рероятно, тем, который сейчас действует под Исландией. После-
довавшее после раздробления и удаления от рифтовой трещины
остывание литосферы привело к общему опусканию дна Север-
ной Атлантики вместе с относительно приподнятыми блоками —
впаянными в океаническую плиту осколками континентальной
дитосферы.
На протяжении мелового этапа развития океанической лито-
сферы Северной Атлантики эту впадину формировали две рифто-
вые оси. Одна в период от 135 до 110 млн лет назад отколола Ис-
панию от Европы, повернула Иберийский полуостров на 35° про-
тив часовой стрелки и привела к образованию Бискайского зали-
ва. Затем в самом конце мелового времени она начала разъединять
Гренландию и Канаду. Вторая рифтовая ось, которая отколола
Иберийский полуостров и нынешнюю британскую окраину За-
падной Европы от Ньюфаундленда и южной окраины Гренлан-
дии, также в самом конце мела начала отделять Гренландию от
Скандинавского полуострова.
Но, пожалуй, самым значительным событием эволюции оке-
анских впадин в меловое время было достаточно быстрое разрас-
тание Южной Атлантики и Индийского океана за счет сокраще-
ния площадей океанов Тихого и Тетис. Физической причиной та-
кого разрастания новых океанских впадин, вероятно, были вос-
ходящие мантийные потоки. В конце юрского времени и в самом
начале мелового они обусловили образование провинций щелоч-
ного базальтового магматизма, ныне хорошо известных в краевых
зонах на западе Африки, на востоке Южной Америки, в Индо-
стане и в Антарктиде. (Заметим, что эти провинции служат хоро-
шими реперами при реконструкции Гондваны из современных
южных материков — ее осколков.) После разделения материков и
образования океанической литосферы Южной Атлантики восхо-
дящие мантийные потоки обусловили возникновение цепочек
подводных вулканических гор, протягивающихся от Африки и
Южной Америки к острову Тристан-да-Кунья и подводной воз-
вышенности Дискавери, а также к острову Буве от Африки и
. Антарктиды.
Вероятно, благодаря воздействию восходящего мантийного
потока молодая еще не очень широкая и глубокая Южно-Атлан-
тическая впадина на протяжении значительной части раннемело-
вого времени оказалась разделенной сравнительно мелководной
ПеРемычкой вулканических гор (современные подводные вулка-
нические хребты Китовый и Рио-Гранде) на две котловины —
Северцую и южную. В северной котловине (она тогда находилась в
^Жной тропической зоне) на начальном этапе ее развития созда-
лись условия, благоприятные для накопления в альбе и апте
'т-е- более 100 млн лет назад) значительного количества соленое-
ных отложений, залегающих ныне в переходных зонах АфриКи
Южной Америки на севере Южной Атлантики. и
Практически одновременно с раскрытием Южно-Атлантиче-
ской океанской впадины в самом раннем мелу (около 130 млн лег
назад) начинает образовываться первая океаническая литосфера
Индийского океана. Об этом убедительно свидетельствуют не толь-
ко результаты геоисторического анализа аномального магнитного
поля, но прежде всего результаты глубоководного бурения. Ца
протяжении мелового времени происходило достаточно быстрое
удаление Индостана от единого материка Австрало-Антарктиды
который за это время не очень существенно изменил свое поло-
жение, хотя и несколько сместился к югу. Такое смещение приве-
ло к тому, что к концу мелового периода антарктический край
этого единого материка вновь оказался в районе Южного геогра-
фического полюса. В это время (около 70 млн лет назад) молодая
океаническая впадина, которая затем развилась в современный
Индийский океан, состояла из двух соединенных между собой
впадин. Первая, западная, вытянутая в субмеридиональном на-
правлении, располагалась между Индостаном и Африкой и на
севере соединялась со впадиной Тетис. Вторая, восточная впадина
располагалась тогда между 60 и 30° ю. ш.; она разрасталась к севе-
ро-востоку, и, вероятно, ее рифтовая ось соединялась с рифто-
вой системой Тихоокеанской впадины.
На протяжении мелового периода размеры впадины океана
Тетис существенно сокращались за счет значительного смещения
Африки к востоку и особенно за счет разрастания молодой впади-
ны нынешнего Индийского океана по мере быстрого перемеще-
ния Индостана к северу. Океаническая литосфера перемещалась
как под северное континентальное обрамление океана Тетис, так
местами и под южное. В частности, в районе Кавказа характерный
андезитовый вулканизм позволяет предполагать движение океа-
нической плиты с севера на юг до альба включительно (когда
островная дуга столкнулась с Армяне-Нахичеванским сиаличе-
ским блоком, который, вероятно, следует рассматривать как часть
Иранского микроконтинента). В меловое время вдоль северного
обрамления океана Тетис развивалась система островных ДУб
многие из них образовались еще в юрское время.
В позднем мелу в западной части северной окраины впадины
Тетис начались крупные орогенические движения, значительная
складчатость и перемещение больших пластин офиолитов. Суп1е'
ственные позднемеловые деформации известны в Альпах и Апен-
нинах, а также на всем протяжении от Эллинид в Греции до Заг-
роса в Иране. Самая интенсивная позднемеловая складчатость и,
вероятно, наиболее значительные сколы и надвиги имели место я
пределах северного выступа нынешней Аравийской плиты. Все это
свидетельствует о начале столкновения пассивных материковый
£раин южного обрамления с островными дугами северного,
° е о начале «захлопывания» впадины Тетис. Другое, еще более
Убедительное свидетельство столкновения островных дуг и пас-
сивных окраин — крупные офиолитовые пластины Кипра и Ома-
В позднем мелу, в кампане, северо-восточная окраина Афри-
канского континента начала погружаться под островные дуги Заг-
роса и Кипра (подобно тому, как в настоящее время северо-за-
падный край Австралии погружается под остров Тимор). В начале
Маастрихта произошла «впечатка» офиолитовых покровов в пас-
сивную окраину Африканского материка, что и знаменует начало
закрытия западной части океана Тетис.
В позднем мелу быстро нарастала не только океаническая ли-
тосфера Индийского океана (за счет сокращения площади и по-
гружения океанической литосферы океана Тетис), но и значи-
тельно быстрее, чем в настоящее время, океаническая литосфера
в рифтовых трещинах Тихого океана. Правда, океанические ли-
тосферные плиты этой впадины (северо-западная — Кула, севе-
ро-восточная — Фараллон, юго-восточная — Феникс и юго-за-
падная — собственно Тихоокеанская), нарастая с одной сторо-
ны, погружались под островные дуги и континентальное обрам-
ление — с другой. В меловое время океаническая плита Кула подо-
двигалась или под систему островных дуг, или под восточную
окраину Азиатского материка. О поддвигании под материковую
окраину свидетельствуют меловые вулкано-плутонические комп-
лексы, хорошо известные в Юго-Восточном Китае, на северо-
западе острова Хонсю, в Корее; далее к северу протягивается вул-
канический пояс Сихотэ-Алиня, который переходит в Охотско-
Чукотский, продолжающийся вплоть до Аляски. В позднемеловое
время в глубоководных желобах, сопряженных с этими активны-
ми континентальными окраинами, образовались крупные аккре-
ционные призмы (например, туфогенно-терригенные позднеме-
ловые толщи Западно-Сахалинского прогиба). В то же время вос-
точнее глубоководных желобов активной азиатской материковой
окраины, вероятно, развивались островные вулканические дуги;
под них и погружалась океаническая литосфера плиты Кула. В пользу
Шкой модели свидетельствуют позднемеловые известково-щелоч-
ные вулканические породы Камчатки (Ирунейская свита), Ко-
рякского нагорья, Восточного Сахалина и Восточного Хоккайдо.
В меловое время произошло столкновение пассивной северо-
Носточной окраины Азии с системой микроконтинентов и остро-
Еных дуг, образующих ныне северо-восток России. Вследствие та-
Кого столкновения началось развитие складчато-глыбовых соору-
жений Верховно-Колымской области. В частности, предполагает-
ся, что Верхоянский хребет по своей геодинамической природе
образован (и продолжает формироваться до сих пор) в процессе
п°ДДвигания пассивной в прошлом материковой окраины Сибир-
ЭА7
ской платформы, в результате чего развились сколы и нагромо^
дения осадочных отложений этой окраины на конвергентной гра'
нице. Иными словами, Верхоянский хребет представляет собой
морфоструктуру, образованную вследствие аккреции осадков
т. е. мощную аккреционную призму. Таким образом, в меловое Bpe\lsJ
с одной стороны — атлантической — материк Лавразии разделялся
на Северную Америку и Евразию, а с другой — тихоокеанской
эти материки объединялись. Это привело в самом позднем мелу к
образованию Чукотско-Аляскинской складчато-горной обласщ
сжатия малых плит.
Океаническая плита Фараллон поддвигалась под западную ок-
раину Северной Америки, а плита Феникс — под окраину Юж.
ной Америки. На восточном континентальном обрамлении Тихо-
го океана в меловое время происходило надвигание обеих Америк
на литосферу краевых морей и островных дуг их тихоокеанского
обрамления. В позднем мелу пассивная южная окраина Северо-
Американского материка, вероятно, переместилась в глубоковод-
ный желоб Большой Антильской дуги, что привело к развитию
складчатости и «впечатке» офиолитов в пределах острова Куба.
Собственно Тихоокеанская плита в меловое время передвига-
лась под юго-восточную окраину единого тогда Австрало-Антарк-
тического материка. Но в позднемеловое время, около 80 млн лет
назад, дивергентная граница между океаническими плитами -
Тихоокеанской и Феникс существенно приблизилась к этому еди-
ному самому южному гондванскому материку. Физической при-
чиной такого приближения, по нашему мнению, могло быть раз-
витие в начале позднего мела под этим материком восходящего
мантийного потока в районе нынешнего моря Росса. В самом кон-
це мелового времени от края Австрало-Антарктического матери-
ка были отколоты блоки, образующие ныне Новозеландское пла-
то и подводные возвышенности Лорд-Хау и Норфолк.
Весь меловой период прежде всего характеризуется быстрым
удалением друг от друга осколков Гондваны и, как следствие,
разрастанием новообразованных впадин Атлантического и Индий-
ского океанов. Именно в меловое время рифтовая система Атлан-
тики приняла направление, близкое к современному субмеридио-
нальному. Из всех современных гондванских материков только
Австралия и Антарктида оставались едины в меловое время. Этот
единый Австрало-Антарктический материк в самом позднем мелУ
подошел к району Южного географического полюса. К этому *е
времени, вероятно, благодаря развитию нового восходящего ман-
тийного потока в районе моря Росса (сейчас его фокус под ост-
ровами Баллени) относится и начало раскола Австрало-АнтарК'
тического материка.
Позднемеловое время — это и начало полного закрытия отдел6'
ных участков океана Тетис, а также закрытие впадин многих крае'
х морей по периферии Тихого океана. Наконец, в меловое время
₽.чадось не только формирование Альпийско-Кавказской части
ЯоВРеменноГО ^ьш™ско-Гималайского горного пояса, но и стол-
^товение Азии с Америкой и отделение нынешней Канадской кот-
аовины Арктического бассейна от Тихоокеанской впадины. Таким
образом, на границе мела и кайнозоя произошло достаточно мно-
го кардинальных геологических событий (столкновения материко-
вых окраин в одних местах и новые расколы материков в других),
послуживших причиной выделения этого рубежа в геологической
истории Земли. По своим географическим последствиям важным
фактором тектоники океанских плит было их очень быстрое нарас-
тание в меловое время, особенно быстрое во впадине Тихого океа-
на, которая, несмотря на это, стала сокращаться в размерах.
Кайнозой
На рубеже мела и кайнозоя (от 65—70 млн лет назад и до на-
ших дней) Гренландия полностью оторвалась от Канады и Скан-
динавии. В это же время Гренландия откололась и от плато Роколл.
Максимальный возраст океанической коры,. определенный по
магнитным аномалиям в Лабрадорском море, в Северной Атлан-
тике, близ восточного и западного краев хребта Рейкьянес, а так-
же в Норвежском и Гренландском морях, — около 60 млн лет.
Геоисторический анализ аномального магнитного поля всего
этого региона, а также района хребта Гаккеля и Евразиатской
котловины в настоящее время позволяет достаточно обоснованно
представить основные черты кайнозойской эволюции литосферы
и рельефа дна Атлантики севернее 55° с. ш. В течение палеоцена и
большей части эоцена Гренландия смещалась к северу относи-
тельно Канады и Скандинавии, которые в свою очередь удаля-
лись друг от друга. Такое относительное смещение Гренландии и
Канады происходило по трансформному разлому Вегенера
(в результате образовались нынешние сравнительно узкие проли-
вы Смита и Робсона), а смещение Гренландии к северу относи-
тельно северо-западного края Европы — по Шпицбергенскому
трансфертному разлому.
В палеоцене и раннем эоцене все эти бассейны были неглубо-
кими, в 2—3 раза мельче, чем сейчас. Наибольшей мелководно-
стью отличалась океаническая область к востоку от южной око-
нечности Гренландии, там, где находился фокус нынешнего Ис-
ландского восходящего потока. Как свидетельствуют результаты
Изучения керна, Европа и Гренландия были соединены сухопут-
ным мостом вплоть до позднего олигоцена. Раздвижение Еврази-
йкой и Северо-Американской плит в районе Атлантики при ус-
°вйи постоянства размеров Земли доказывает сближение краев
тнх плит в районах Аляски и Чукотки.
Около 40 млн лет назад прекратилось раскрытие Лабрадоре^
го бассейна. Гренландия перестала быть самостоятельной плитой
и присоединилась к Северо-Американской. С этого времени оке
анское дно Северной Атлантики разрасталось только между Гре[1~
ландией и нынешним подводным хребтом Ломоносова, с одной
стороны, и краем Евразиатского шельфа Северного Ледовитого
океана и Скандинавией — с другой.
Сложна кайнозойская история формирования океанической
литосферы Северной Атлантики на участке между Исландско-
Фарерским поднятием на юге и Ян-Майенской разломной зоной
на севере. В настоящее время анализ батиметрических, геофизи-
ческих и геологических данных позволяет наиболее вероятной счи-
тать следующую модель эволюции литосферы Норвежского и
южной части Гренландского морей. В раннем кайнозое, на протя-
жении палеоцена и большей части эоцена, океаническая лито-
сфера разрасталась относительно оси, протягивавшейся почти па-
раллельно современной Исландско-Ян-Майенской рифтовой зоне,
но была расположена в центре Норвежского моря. В то время фо-
кус восходящего потока находился под нынешними Фарерскими
островами; обильное излияние базальта над этим фокусом и при-
вело к их образованию.
В позднем эоцене — раннем олигоцене (по-видимому, в ре-
зультате относительного смещения фокуса восходящего потока)
произошел «перескок» оси разрастания, вероятно, даже в два при-
ема, и около 15—13 млн лет назад началось разрастание южной
части дна Гренландского моря от современной Исландско-Ян-
Майенской рифтовой оси. Именно с этого времени из-за обиль-
ного излияния базальтов и аномального подъема поверхности
мантии в фокусе восходящего потока Исландия поднимается над
уровнем океана. Таким образом, Исландско-Фарерский порог -
результат воздействия восходящего мантийного потока — обиль-
ного излияния базальтов в его фокусе.
Наиболее важным событием кайнозойского этапа эволюции
Северной Атлантики явились образование и развитие нового океа-
нического бассейна между Восточной Гренландией и западной
частью блока Хаттон-Роколл с формированием соответствующих
континентальных окраин — молодых окраин Атлантического океа-
на. Не менее существенно завершение к концу эоцена — началу ।
олигоцена активного роста Лабрадорского океанского бассейна,
что свидетельствует об отмирании поперечного, тетисного напраВ'
ления рифтогенеза и о новой перестройке системы разрастаний в
Северной Атлантике от единой рифтовой оси.
В течение последних 40 млн лет вплоть до настоящего времени
продолжается дальнейшее раскрытие бассейна Атлантики по е/П1'
ной рифтовой оси, расположенной примерно в середине океаН^
В результате такого разрастания континентальные области, ОКРУ
970
^аюшие Атлантику, постепенно приближаются к современному
положению, а глубины дна по периферии бассейна медленно уве-
•дочиваются. Несмотря на единую рифтовую ось, разрастание в
южной и северной частях бассейна осуществлялось таким обра-
зом, что в Районе Азорских островов изменялось направление от-
носительного движения вдоль трансформного разлома.
Начиная с эоцена происходило сравнительно медленное вра-
щение Африканской плиты по отношению к Евразиатской; при
этом размеры западной части океана Тетис постепенно сокраща-
лись. В эоцене зона поддвига протягивалась от южного борта Бис-
кайского залива к востоку через флишевый прогиб севернее Пи-
ренеев и далее в район южнее островов Корсика и Сардиния,
которые в то время составляли с современным югом Франции
единое целое. Известная в Пиренеях лютецкая фаза складчатости,
вероятно, обусловлена столкновением Иберийского континенталь-
ного блока с Европой, имевшим место после исчезновения узко-
го участка океанической литосферы. В течение эоцена на Корсику
были надвинуты офиолиты. Сдавливание, начавшееся в эоцене,
зафиксировано на юге Франции и в Альпах по флишу, а также по
появлению здесь первых покровов.
Вполне вероятно, что вслед за столкновением Иберийского
блока с Европой и надвигом офиолитов на Корсику появилась
Апеннинско-Сицилийская зона поддвига. Вероятно, с ней связа-
на и первая крупная деформация надвигового типа в Бетидах,
датированная средним эоценом. В эоцене под Родопский массив,
Турцию и Иран океаническая литосфера, по-видимому, подо-
двигалась как с севера, так и с юга. Известно, что в то время
Родопский массив был областью значительного проявления ан-
дезитового, дацитового и липаритового вулканизма. В позднем
эоцене на Кипре происходил надвиг к югу. На северной окраине
Иранской плиты располагалась островная дуга, о чем свидетель-
ствуют андезиты, дациты, лейцитовые базальты и диориты Ма-
лого Кавказа.
В олигоцене, миоцене и плиоцене продолжалось столкновение
и сжатие краев отдельных блоков континентальной литосферы, а
площадь, занятая океанической литосферой, постепенно сокра-
щалась. В миоцене с Европой соединились Карнийский, Апулий-
ский, Родопский и Мизийский блоки, хотя их столкновение
'с Надвигом офиолитов) началось еще в олигоцене. В Карпатах
°бразование покровов началось в олигоцене и продолжается до
^стоящего времени. О передвижении в миоцене литосферы под
"^Жные Карпаты свидетельствует андезитовый, риолитовый, да-
цитовый и липаритовый вулканизм. О том, что северный край
чилийского блока в течение плейстоцена поддвинулся далеко на
еВеро-запад под Карпаты, свидетельствует сравнительно глубо-
ая сейсмофокальная зона в районе Вранча.
По мнению Дж. Дьюи и других ученых, в Западном Среди3ем
номорье внутренняя дуга Апеннины — Сицилия — Атлас (с KotJ~
ца олигоцена до начала миоцена) стала перемещаться от Ибе
рийского блока к востоку. В результате от Европейского контц
нента отделились Корсиканско-Сардинский и Балеарский блоки
и по мере их отодвигания образовались молодая океанская впади’
на Балеарского моря и Валенсийский прогиб. Можно предпола-
гать, что такое раздвижение (оно, вероятно, продолжается и в
настоящее время) — следствие восходящего мантийного потока
Если такое предположение справедливо, то с термическим воз-
действием этого потока можно связывать и геоморфологическую
природу поднятия Центрального Французского массива. Однако
эта проблема требует дальнейшего обсуждения и дополнительных
целенаправленных геолого-географических исследований.
Начиная с миоцена несколько океанических проливов в про-
цессе столкновения краев отдельных континентальных блоков
превратились в шовные зоны. В плиоцене Аравийская плита стол-
кнулась с южной окраиной Иранского блока, в результате чего в
Загросской континентальной окраине осадки были подвержены
существенному смятию. В позднем миоцене — плиоцене вслед-
ствие столкновения Большого и Малого Кавказа закрылся океа-
нический пролив между Черным и Каспийским морями. На месте
этого пролива сейчас продолжается процесс перемещения лито-
сферы к северу и к югу; в результате вопреки изостазии развива-
ются Куринская и Колхидская депрессии.
Образование самостоятельной Аравийской плиты, т.е. ее от-
кол от Африканской, началось в конце мела, вероятно, в резуль-
тате воздействия Эфиопского восходящего мантийного потока.
В течение палеоцена и раннего эоцена раздвигался Аденский за-
лив, а на месте Красного моря развивался левосторонний внутри-
континентальный трансформный разлом; об этом свидетельству-
ют многочисленные смещения единых в прошлом разломных зон
континентальной литосферы, расположенных ныне по разные
стороны Красного моря. В позднем миоцене в процессе разраста-
ния рифтовых трешин Красного моря и Аденского залива, веро-
ятно, под влиянием Эфиопского восходящего мантийного потока
от Африканской плиты откололся континентальный блок Дана-
киль. С этого и до настоящего времени между ним и Африканской
плитой развивается тройное соединение дивергентных границ трех
литосферных плит: Аравийской, Африканской (Нубийской) и Со-
малийской.
В самом начале кайнозоя, около 60 млн лет назад, прекрати-
лось разрастание океанической литосферы в Тасмановом море-
Затем началось разделение Австралии и Антарктиды. Оно, по-ви-
димому, во многом было обусловлено взаимным расположением
(конечно, в то время) восходящих мантийных потоков (Амстер'
ттямского’ Баллени, а также, возможно, еще одного или двух —
непосредственно между Австралией и Антарктидой). Самая близ-
кая к Австралийскому материку магнитная аномалия возникла в
оифтовой оси около 55 млн лет назад. Близ Австралии и Восточ-
ной Антарктиды вполне достоверно опознана только магнитная
аномалия, возраст которой около 45 млн лет. С этого времени в
пределах Индийского океана главным направлением разрастания
океанской литосферы становится то, которое определяет сегодня
медианное положение Срединно-Индийского хребта на большей
части площади этого бассейна. Хотя рифтовая система, уходив-
шая в сторону Тихого океана, продолжала функционировать на
протяжении еще почти 15 млн лет, дальнейшую историю эволю-
ции литосферы в пределах Индийской и Антарктической плит опре-
деляла дивергентная граница, образовавшаяся в результате разде-
ления этих материков. Таким образом, на кайнозойском этапе эво-
люции Индийского океана направление разрастания, унаследован-
ное от океана Тетис, стало превалировать над тихоокеанским.
В конце мела — начале кайнозоя близкие по обильности излия-
ния восходящие мантийные потоки в пределах дна Индийского
океана привели к образованию двух крупных вулканических про-
винций. Первая — это Кергеленская и Западно-Австралийская
(Брокен). В начале кайнозоя она представляла собой единую вул-
каническую область, питавшуюся от восходящего мантийного
потока, который ныне обозначен островами Амстердам и Сен-
Поль (37 — 38° ю. ш., 77—78° в. д.). Вторая, также, вероятно, еди-
ная в раннекайнозойское время подводная вулканическая про-
винция, — это Маскаренская — Чагос. Быстрое разрастание океа-
нической литосферы от Австрало-Антарктической рифтовой оси
в конце эоцена — начале олигоцена привело к разделению каж-
дой из этих провинций на две части, после чего они стали быстро
удаляться в сторону от породившего их глубинного мантийного
источника. Как следствие такого удаления сначала уменьшается, а
затем прекращается вулканическая деятельность в пределах каж-
дой из разломанных половинок. Кроме того, прекращается свя-
занная с одной из них вулканическая активность вдоль трансформ-
ного разлома, хотя след ее в виде Восточно-Индийского хребта
сохранился и поныне.
В конце эоцена — начале олигоцена произошло столкновение
Индостана и Тибета с Азиатским континентом. С этого времени
началось пододвигание и надвигание континентальных и субкон-
тинентальных краев плит: их коробление, обламывание, подобно
торошению льда, и как следствие — образование Гималаев, Ган-
Дисышаня (Трансгималаев), Памира, Тянь-Шаня. Между двумя
Планетарными поясами сдавливания литосферы — Циркумтихо-
°кеанским и Альпийско-Гималайским — начала развиваться си-
стема сдвиговых трешин, образующая три внутриконтиненталь-
ные (т. е. не соединенные между собой и со всей мировой рифТо
вой системой) рифтовые зоны: Байкальскую, Шаньси и располо
женную между ними Монгольскую, находящуюся на самом ца.
чальном этапе развития.
Отделение Австралии от Антарктиды и ее быстрое удаление в
сторону экватора, естественно, связаны с перестройкой системы
границ плит в пределах Тихого океана. В олигоцене прекратила
активное развитие дивергентная граница между предполагаемой
древней плитой Кула и собственно Тихоокеанской. Эту рифтовую
ось некоторые исследователи называют еще Японской, ибо перед
тем как прекратить свое активное развитие она, как предполага-
ется, достигла Японской островной дуги, в результате чего и воз-
никло Японское море, подобно тому, как в настоящее время про-
винция Бассейнов и Хребтов на западе США образовалась в тылу
недавно отмершей зоны поддвига. По мере приближения Австра-
лии к Юго-Восточной Азии перестала активно развиваться риф-
товая система между Индийским и Тихим океанами. Насколько
можно судить по линейным магнитным аномалиям и результатам
глубоководного бурения, это событие произошло в олигоцене.
Вероятно, последним действующим участком этой системы была
субширотная рифтовая ось в пределах Филиппинской плиты.
В конце эоцена переместилась конвергентная граница на се-
верном обрамлении Тихого океана; именно в это время, как сви-
детельствует раннеолигоценовый возраст вулканических продук-
тов, и возникла Алеутская дуга. Между началом поддвига и пер-
выми вулканическими извержениями в пределах дуги проходит
время порядка нескольких миллионов лет.
На границе эоцена и олигоцена изменились направления «аб-
солютного» перемещения Тихоокеанской плиты и, насколько
можно судить по ориентации трещин в Гавайско-Императорской
цепи, внутриплитовых напряжений в ее пределах.
О смещении всей Тихоокеанской плиты к северо-западу начи-
ная от олигоцена до наших дней свидетельствует простирание
нескольких цепочек подводных гор на дне Тихого океана (Гавай-
ской, Туамоту, Россиянской, Тубуаи, Гилберта).
Важным событием во всей геологической и биологической ис-
тории эволюции Южного океана было разрушение континенталь-
ной перемычки между Южной Америкой и Западной Антаркти-
дой, которое произошло на рубеже эоцена и олигоцена. Только
после этого образовалось холодное Циркумантарктическое тече-
ние. Климат шестого материка стал значительно более суровым, и
здесь начало развиваться покровное (материковое) оледенение-
Заметим, что в течение всего кайнозоя большая часть Антаркти-
ды находилась южнее Полярного круга, и все-таки бурение дна
Южного океана не дает пока следов покровного оледенения шеС'
того материка раньше эоцена.
Покровное оледенение Антарктиды возникло лишь после того,
к появилась возможность (после открытия пролива Дрейка)
азвиться Циркумантарктическим холодным течениям. Пока ме-
Pge ясен по своей природе, но весьма интересен факт, установ-
ленный благодаря глубоководному бурению: во многих скважинах
Северной Атлантики обнаружены ледниковые осадки. Это позво-
ляет заключить, что покровное оледенение в Гренландии и Скан-
динавии появилось всего 3 млн лет назад.
Бурение дна северной части Тихого океана близ Алеутских ос-
тровов также дает возможность наметить следы общего похолода-
ния (вплоть до появления ледниковых осадков), которое началось
в позднем миоцене и достигло максимума около 3 млн лет назад.
Еще раз подчеркнем, что более общий вывод, какой можно
наметить на основе анализа дрейфа материков и тектоники плит в
фанерозое, сводится к следующему: все главные рубежи геологи-
ческой истории (и, как следствие, разделения геохронологиче-
ской шкалы на эры, периоды и эпохи) в значительной степени
обусловлены такими событиями, как столкновения и расколы
материков в процессе глобального перемещения совокупности
литосферных плит.
При глобальных палеогеографических реконструкциях для позд-
него мезозоя широко используют данные по геологии и геофизи-
ке океанов. Результаты глубоководного бурения и изучения поло-
совых магнитных аномалий дают возможность оценить реальные
величины раздвижения континентов и благодаря геометрическим
построениям стыковать отдельные плиты литосферы путем их
приближения к осям спрединга вдоль трансформных разломов.
Однако, как и прежде, оценить реальность проведенных реконст-
рукций помогают палеоклиматические данные.
В триасовый период океан Палеотетис перестает существовать.
Китайский континент присоединяется к Евразии, и в связи с этим
во многих местах развиваются складчатые деформации (древне-
киммерийская складчатость). Одновременно на короткое время
возникают небольшие бассейны океанического типа. В начале триа-
сового периода образуется мезозойский океан Тетис. На существо-
вание океанического ложа надежно указывают офиолитовые ком-
плексы. Они известны в Аппалачах, Западных Альпах, Динари-
^ах, на Кипре, в Южной Анатолии и на Малом Кавказе. Возмож-
Но, им одновозрастны офиолиты Северного Ирана, Центрально-
Го Афганистана и Южного Тибета.
В триасе начинается раскол Пангеи и раздвижение составля-
ющих ее континентов. В это время происходит раскрытие Север-
н°Й Атлантики с образованием рифтов. Северная Америка начи-
дает Удаляться от Евразии. Южная Америка все еще соединена с
Фрикой, но в свою очередь отделилась от Северной Америки. На
есте Карибского моря и Мексиканского залива возник океани-
?7S
ческий бассейн. Некоторые исследователи предполагают, что в эТо
же время произошло раскрытие некоторых районов Арктического
бассейна.
Глубоководные образования, в том числе и офиолиты, извест-
ные в Зондском архипелаге, свидетельствуют о существовании
океанического бассейна между Австралией, Индией и Индокита-
ем. Вновь возникший океан соединялся с океаном Тетис. Таким
образом, единая Гондвана начинает распадаться.
Согласно палеомагнитным материалам, считается, что Лавра-
зийские материки были полностью расположены в Северном по-
лушарии. Экваториальная область совпадала с океаном Тетис. Зна-
чительная часть Гондваны (большая часть Южно-Американского
и Африканского континентов, Иранский, Индостанский и Ин-
докитайский микроконтиненты, Австралия) располагалась в низ-
ких широтах, и только южные районы Южно-Американского и
Австралийского континентов, а также Антарктида находились в
умеренных широтах.
В течение триасового периода значительная часть Северо-Аме-
риканского и Евразиатского континентов располагалась в обла-
стях господства тропического климата (рис. 54). Экваториальный
климат преобладал на юге Северо-Американского континента и
в центральной части Африки. Однако в таком случае имеет место
определенная несогласованность палеомагнитных и палеоклима-
тических данных. Если бы Африканский и Южно-Американский
континенты располагались севернее примерно на 10°, то тогда
экваториальная область Африки находилась бы на экваторе и была
бы в составе единого экваториального пояса, протягивающегося
от юга Северо-Американского континента через океан Тетис в
Индокитайский микроконтинент. Одновременно с этим южная
граница тропического пояса имела бы более ровные очертания.
Положение экваториального пояса определяется крупными
рифовыми массивами, интенсивным карбонатонакоплением, раз-
витием тропического комплекса морских беспозвоночных, высо-
кими среднегодовыми температурами, обильным угленакоплени-
ем и формированием латеритной и аллитной кор выветривания.
К северу от экваториального пояса располагался тропический
пояс с аридным и переменно-влажным типом климата. Области с
существенным дефицитом влаги на Северо-Американском кон-
тиненте распространились до 30°, а в Евразии — до 25°. Южные
Рис. 54. Палеоклиматическая зональность позднего триаса (С. А. Ушаков,
Н.АЯсаманов, 1984).
Климатические пояса: 1 — экваториальный; 2 — измидный тропический; '
аридный тропический; 4 — субтропический; 5 — умеренный; 6 — холодны11-
Границы: 7 — климатических поясов; 8 — палеоконтинентов; 9 — континентов
120
300
120
277
аридные секторы имели большую ширину, и их южная грани
проходила примерно по 45° ю. ш.
На
В Северном полушарии субтропический пояс занимал простра>,
ство между 45 и 70° с. ш., а в Южном — между 45 и 65° ю
Наиболее умеренные условия существовали в приполярных райо
нах (северо-восток России, Аляска и Антарктида).
Учитывая, что в триасовый период среднеглобальные темперац,
ры оставались на высоком уровне, а Северный и Южный полюсу
находились в пределах морских акваторий, можно сделать вывод 0
том, что в приполярных районах отсутствовал ледяной покров.
В юрский период продолжалась тенденция раскалывания круп,
ных континентов. Более усиленно стала дробиться Гондвана, и
возникли новые срединно-океанические хребты и океанические
бассейны. Интенсивно расширялась Северная Атлантика между
Северо-Американским и Африканским континентами, что под-
тверждается системами магнитных аномалий. Начинается раскры-
тие Южной Атлантики.
Многочисленные геологические и геофизические данные сви-
детельствуют о позднеюрском возрасте ложа Индийского океана
между Австралией и Индией. В это время Австралия и Антарктида
отделились от Африки и Индии, а первичный Индийский океан
соединялся с океаном Тетис. В позднеюрскую эпоху океан Тетис
достиг максимальных размеров, но на востоке он сокращается
ввиду столкновения Индокитая с Евразией.
По палеомагнитным данным, экваториальная область охваты-
вала Северную Африку и большую часть океана Тетис. Палеокли-
матические данные в значительной степени согласуются с палео-
магнитными. Несмотря на то что в мезозое позднеюрская эпоха
была временем наиболее интенсивной аридизации, удается ре-
конструировать положение экваториальной области, хотя в ее
пределах климат характеризовался сезонным распределением влаж-
ности. Экваториальные переменно-влажные условия существова-
ли на севере Южно-Американского континента, в центральной
части Африки и на юге Аравийского полуострова. В этих регионах
образовывались бескарбонатные и слабокарбонатные континен-
тальные красноцветы, небольшие залежи углей, а в морях интен-
сивно формировались рифогенные известняки и доломиты.
При сравнении климатической зональности на глобальных па-
леогеографических реконструкциях (рис. 55) оказывается, что
простирание климатических поясов совпадает с палеоширотами,
установленными по палеомагнитным данным. Северная и южная
границы тропического пояса в позднеюрскую эпоху проходили
примерно по широте 45°. В этих же румбах располагались ариднйе
секторы, образующие протяженные северный и южный пояса-
В Северном полушарии субтропический пояс охватывал Аляс'
ку, значительную часть Северной Канады и Гренландии, север
278
180
с- 55. Палеоклиматическая зональность поздней юры (С. А. Ушаков,
Н. А. Ясаманов, 1984). Легенду см. на рис. 54
Европы, Западную и Восточную Сибирь и Приморье. К северу
него в таком же широтном направлении располагался умеренны;
пояс. В течение позднеюрской эпохи умеренный влажный клщ^.
был присущ Канадскому Арктическому архипелагу и северу Гре11
ландии, а также северу Восточной Сибири и северо-востоку
разии. Здесь не только сохранились индикаторы соответствующе
природных условий, в том числе остатки флоры умеренного об.
лика, незрелые профили коры выветривания, — об этом свиде.
тельствуют также довольно низкие значения палеотемператур средЬ1
обитания морских мелководных беспозвоночных. В частности, сред,
негодовые температуры не превышали 15—17°C, но в основном
они, по-видимому, колебались в пределах 10—15 °C.
Аналогичная климатическая зональность существовала в Юу.
ном полушарии. К югу от тропического пояса, охватывающего
центральные районы Южно-Американского и Африканского код
тинентов, север Австралии, располагался субтропический пояс.
Характерная его особенность — более высокий процент влажно-
сти и сравнительно низкие температуры. Субтропический климат
был свойствен южным районам Южной Америки, Африки, се-
верной части Антарктиды и центральным областям Австралии.
Более умеренные условия приходились на значительную часть
Антарктиды и Новую Зеландию. Об умеренном климате Антарк-
тиды свидетельствуют находки хвойных и гинкговых деревьев.
В меловой период продолжался распад и раздвижение Гондва-
ны и образование океанов. В середине мелового периода Атланти-
ческий океан приобрел современные черты. В это время возникли
Бискайский залив и Гренландское море, раскрывается Индий-
ский океан. Индостанский континент начинает дрейфовать в се-
веро-восточном направлении и в палеогене сталкивается с Евра-
зией. В течение мелового периода Австралия была соединена с Ан-
тарктидой.
Океан Тетис в течение мелового периода медленно замыкается
за счет сближения Африки и Евразии.
В конце мелового периода произошло образование Тасмане®
моря и отделение Новозеландского микроконтинента от Австра-
лии. В результате встречного движения Северо-Американского л
Евразиатского континентов появились складчатые сооружения Вер-
хояно-Колымской области, Скалистых гор и система островные
дуг.
Согласно палеомагнитным данным, континенты Северной
полушария располагались примерно на тех же широтах, что Иf
настоящее время, а южные материки — ближе к Южному полк®
В ранне- и позднемеловую эпохи экваториальные условия суШ£'
ствовали на севере Южно-Американского и в центральной чаей
Африканского материков, а также на Индостанском континент
Если палеоклиматическая зональность нанесена на фиксистскУ5
снову, оказывается, что экваториальный пояс имеет разорван-
ный ареал и к тому же совершенно нелогично его нахождение в
0Ндци. Однако существование в Индии в этот период не вызыва-
ет сомнения ввиду развития здесь латеритных покровов и лате-
нтных кор выветривания, комплекса влаголюбивой тропической
растительности и других индикаторов. По-видимому, восточная
часть океана Тетис и, вероятно, юг Иранского микроконтинента
находились в экваториальном поясе, тогда как остальная часть
океана Тетис — в северном тропическом поясе.
В составе северного и южного тропического поясов аридные
секторы не выходили за пределы 30° с. ш. и ю. ш. (рис. 56). В отличие
от предшествующих периодов в составе как северного, так и юж-
ного тропического поясов выделяются секторы равномерного увла-
жнения. В позднемеловую эпоху тропические равномерно-влаж-
ные условия существовали на юге Северной Америки, в Южной
Европе и на юге нынешней европейской части СНГ. Аналогичные
условия были свойственны северным областям Австралии, Юго-
Восточной Индии и крайнему югу Африки.
В связи с начавшимся похолоданием, особенно резко проявив-
шимся в середине и в конце мелового периода, расширились пояса
субтропического и умеренного типов климата. Причиной похоло-
дания могло служить не только уменьшение общего количества
углекислоты в атмосфере, но и постепенное приближение полю-
сов к материковой суше. Однако ледниковых покровов на суше и
многолетних морских льдов в полярных областях еще не было. В это
время разность между температурами вод приэкваториальных и
приполярных широт не превышала 10—15 °C, в то время как в
современную эпоху они составляют почти 30 °C (разность между
средними температурами воздуха достигает 70 °C).
Особенности распределения температур и морских стенотерм-
ных организмов позволили У. Гордону реконструировать океани-
ческие течения для конца мелового периода. Характерная особен-
ность этого времени — циркумглобальное приэкваториальное
течение, пересекавшее с востока на запад Тихий океан, океан
Тетис, Саргассово и Карибское моря и вновь возвращавшееся в
Пределы Тихого океана. В Тихом океане существовало восточное
Противотечение.
В Северном полушарии теплые воды западного экваториально-
го течения отклонялись Африкано-Аравийским материком к се-
БеРУ, и через Северную Атлантику теплые воды достигали Аркти-
ческого бассейна. Предшественником Гольфстрима было теплое
ТеЧение вдоль восточного побережья Северной Америки.
В северной и южной частях Тихого океана антициклонические
круговороты воды были обширнее, чем современные. В Южной
^тлантике в антициклонический круговорот входили холодное
еНгальское и теплое Бразильское течения.
ЭС1
180
Рис. 56. Палеоклиматическая зональность позднего мела (С.А. Ушак°®’
Н.А. Ясаманов, 1984). Легенду см. на рис. 54
282
Несмотря на то что западный дрейф вод Южного полушария
аЛ циркумполярным течением, интенсивность его была суще-
ственно иной, чем в современную эпоху. Это было вызвано мень-
щей шириной пролива между Америкой и Антарктидой и отсут-
сТИцем пролива между Антарктидой и Австралией. Поэтому цир-
кумполярное течение Западных Ветров у берегов Австралии откло-
нялось к северу и достигало 30—40° ю. ш.
Анализ состава и географического распределения наземной и
цорской фауны во второй половине мелового периода дает осно-
вание выделить северную и южную бореальные области. Такое
подразделение для юрского периода было не характерно, поскольку
тогда существовала лишь одна северная бореальная область. В со-
став южной бореальной (или нотальной) области входили моря,
расположенные на территории Австралии, Новой Зеландии, За-
падной Антарктиды, Южной Америки.
В течение кайнозоя продолжалось дальнейшее раздвигание кон-
тинентов. Однако главное событие этого времени — почти полное
закрытие океана Тетис, приведшее к близкому соприкосновению
Африки и Евразии. На месте океана Тетис сохраняется реликто-
вое восточное Средиземноморье.
В палеоцене начинается перестройка границ плит в Северной
Атлантике и Арктическом бассейне. В это время от Евразии и Се-
веро-Американского континента обособилась Гренландская пли-
та. Австралия откололась от Восточной Антарктиды и начала дви-
гаться в северном направлении, в сторону Евразии. В олигоцено-
вую эпоху произошло столкновение Индии с Евразией, что обус-
ловило раскол Центральной Азии и возникновение горных соору-
жений.
В миоценовую эпоху конфигурация границ плит была такой
же, как в настоящее время. Таким образом, дрейф материков в
течение кайнозойской эры по сравнению с предшествующими
периодами происходил в основном в широтном направлении. На
протяжении кайнозойской эры, несмотря на прогрессивный ха-
рактер, похолодание развивалось неравномерно и неоднократно
сменялось потеплениями, вслед за которыми наступали более рез-
кие похолодания.
Интенсивный расход углекислоты в течение мелового перио-
да, вызванный осадконакоплением во время трансгрессии, а так-
Же появлением и широким расселением покрытосеменных расте-
ний, способствовал снижению среднеглобальных температур, ко-
торое особенно резко произошло в середине датского века. Палео-
Ченовые температуры по сравнению с позднемеловыми были при-
мерно на 2—3 °C ниже.
Однако уже в конце палеоцена температуры вновь повышают-
Я’ особенно интенсивно в эоценовую эпоху. За всю кайнозой-
историю максимальными температурами отличалась середи-
283
на эоцена. Тропический режим со среднегодовыми температур^
24 — 28 °C был свойствен огромным территориям. В эоценовую эпоху
экваториальный и тропический пояса достигали максимально^
ширины. В это время многие тропические организмы проникли в
средние и даже в высокие широты. В приполярных районах накан-
ливались осадки, сходные с современными осадками тропиче-
ских областей. О более высокой, чем в настоящее время, темпера.,
туре приполярных вод свидетельствует отсутствие в палеогене пояса
кремненакопления. Зона антарктического подъема вод, рассмат-
риваемая ныне как первопричина формирования кремнистого
пояса, если и существовала, то в сильно редуцированном виде.
В олигоценовую эпоху температуры постепенно снижаются, и
уже в конце олигоцена среднеглобальная температура была выше
современной на 4—5 °C, в то время как в эоцене она превышала
современную на 9—10°C. Изменение температурного режима в
олигоценовую эпоху происходило как в Северном, так и в Юж-
ном полушариях.
В Северном полушарии средние температуры в середине эоце-
на составляли 22—25 °C, а во второй половине олигоцена они
снизились до 15 —18 °C. Более интенсивно снижались температу-
ры в Южном полушарии. По данным Н. Шеклтона и Дж. Кеннета,
к югу от Новой Зеландии температуры поверхностных вод в па-
леоцене и эоцене составляли 18 —20 °C, а в олигоцене они снизи-
лись до 7 °C, что соответствует среднегодовой температуре, на-
блюдаемой в настоящее время. Столь сильное понижение темпе-
ратур в Южном полушарии не могло не вызвать появления льдов
в приполярных районах.
Большую роль в обширном оледенении Антарктиды сыграло
окончательное формирование Антарктического циркумполярно-
го течения, возникшего в середине олигоценовой эпохи, в тот
период, когда между Австралией и Антарктидой образовался глу-
бокий пролив. С возникновением циркумполярного течения Ан-
тарктида, расположенная в приполярной области, обособилась
от других материков как географически, так и метеорологически.
В это время сильно сокращается обмен водами между полярными
и сравнительно теплыми средними широтами; усиливаются раз-
деляющий эти области атмосферный фронт и циклоническая деяте-
льность, что в конечном счете приводит к покровному оледене-
нию.
В результате оледенения Антарктиды в неогеновый период
произошло дальнейшее похолодание на Земле, так как увеличе-
ние альбедо поверхности планеты привело к тому, что она в
целом стала недополучать значительное количество солнечной
энергии.
В Северном полушарии первые горные ледники появились окоД°
8—10 млн лет назад, хотя мариногляциальные осадки в Северной
284
ЛеД°вИТ0М океане датируются 4,5—4,8 млн лет назад. В то же вре-
возникновение первых покровных оледенений в Северном по-
чушарии американские исследователи датируют серединой плио-
цеиа (около 3 млн лет назад), а ледяного покрова в Северном
Ледовитом океане — 0,7—0,8 млн лет назад. Таким образом, в
коние плиоцена в Северном полушарии начинается оледенение,
совпадающее с максимумом оледенения в Южном полушарии.
С начала плейстоценового времени проявляется ритмический
характер климатических изменений более низкого порядка. В вы-
соких и средних широтах периоды оледенения сменяются меж-
ледниковьями, а в низких — плювиальные эпохи ксеротермиче-
скими. Эти изменения климата синхронно прослеживаются как в
Северном, так и в Южном полушариях. Изотопно-кислородные
данные по органогенным карбонатам свидетельствуют об одно-
временном наступании ледниковых эпох в Западном и Восточном
полушариях.
Начиная с мелового периода основная тенденция развития
климата проявляется в виде похолодания при существовавших
колебаниях климата в ту или иную сторону. В связи с прогрессив-
но развивающимся похолоданием встает важнейший вопрос со-
временности: что ждет нашу планету в ближайшем и отдаленном
будущем?
Как свидетельствуют палеоклиматические материалы, после-
днее кайнозойское оледенение не является уникальным, так как
на протяжении фанерозоя было три крупных оледенения. Широко
распространены тиллиты (мореподобные породы) и среди проте-
розойских образований.
По проблеме будущего климата планеты существуют две ос-
новные точки зрения:
1. На планете в ближайшем будущем наступит потепление. Не-
смотря на естественную убыль углекислоты в атмосфере, приток
се в результате хозяйственной деятельности человека, главным
образом за счет сжигания топлива, весьма велик. Это может при-
вести к увеличению парникового эффекта и повышению темпе-
ратуры.
2. На Земле наступит похолодание, так как при извержениях
Элканов в атмосферу выбрасывается значительное количество
Пепла, который снижает прозрачность атмосферы, приводит к
Уменьшению величины поступающей солнечной радиации и по-
нижению температуры.
Конечно, существенную роль в формировании климата играют
Не только солнечная радиация и состав атмосферы, значительное
Сияние на изменение климата нашей планеты оказывает и дрейф
Дериков. Движение материков и приток солнечной радиации —
а независимых друг от друга процесса, которые совместно уча-
ТвУЮт в формировании климата. От перемещения литосферных
285
плит и взаимодействия их между собой в первую очередь завиС[1,
рельеф земной поверхности, так активно влияющий на распреде
ление тепла. Большую роль в распределении тепла на Земле играе^
также расположение в ее полярных областях суши или вод океана
Когда на полюсах существовали материки, то происходило гло.
бальное похолодание, которое, как правило, приводило к актив,
ному оледенению, а когда пространство вблизи полюсов занима-
ли океаны, то в приполярных областях господствовал умеренно
теплый климат. Кроме того, в процессе движения литосферных
плит, как известно, активировалась вулканическая деятельность
ГЛАВА 11
ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ПЛЕЙСТОЦЕНА
11.1. Палеогеографические критерии выделения
плейстоцена
Плейстоцен (так назвал самую молодую геологическую эпоху
Ч.Ляйель), несмотря на геологическую непродолжительность и
незавершенность, — исключительно важный естественно-исто-
рический этап развития природы Земли. В эту эпоху длительнос-
тью 600—700 тыс. лет происходили крупные палеогеографические
преобразования, оформился современный лик Земли, ее клима-
ты, ландшафты, рельеф, фауна и флора. Особенно грандиозными
были изменения в умеренных и северных широтах Северного по-
лушария, где в связи с периодическими похолоданиями происхо-
дили обширные материковые оледенения, огромные территории
суши и моря сковывали подземные и наземные льды, существо-
вали трудно реконструируемые ландшафты тундро-степи, широ-
ко расселялись перигляциальные типы растительности и жи-
вотных. По степени и глубине преобразований природы эти рай-
оны не имеют себе равных и служат «классической» территорией
для изучения природного процесса. На плейстоцен приходится
основной период развития человека от питекантропа до совре-
менного, становление и формирование человеческого общества и
его культуры.
Актуальность изучения плейстоцена и, в частности, его палео-
географии обусловлена не только научным и познавательным ин-
тересом к последней странице геологической истории Земли, но
имеет и существенное практическое значение. Четвертичные от-
ложения, составляющие рыхлый покров материков, — основная
сФера хозяйственной деятельности человека; они содержат мно-
гочисленные россыпные месторождения редких металлов, явля-
ется основным поставщиком строительных материалов и глав-
ным объектом почвообразования.
у Первые сведения о палеогеографии плейстоцена появились в
в. и связаны главным образом с истолкованием природы мо-
Рспных образований Европы и Северной Америки (Ж. Шарпан-
^е> Ж.Агассиц, Д.Ж.Гейки, И.Д.Черский, А. И.Воейков и др.).
ЛНако как самостоятельная научная дисциплина палеогеография
Лейстоцена возникла недавно — с конца 30-х годов прошлого
287
века, когда появилась работа И. П. Герасимова и К. К. Man
«Ледниковый период на территории СССР». Потом были фун
ментальные исследования Р. Флинта, Ф.Цейнера, К.К.Марк
А.А. Величко и Атлас-монография «Палеогеография Европу
последние 100 тыс. лет» и др. За
Самостоятельность плейстоцена как новейшего этапа развит
Земли у большинства исследователей не вызывает сомнения,
куссионны представления о его ранге и объеме. Если стоять С
позициях применения общих правил стратиграфической номеЛа
латуры, то очевидно, что весь классический плейстоцен имее'
более низкий таксономический ранг, чем биостратиграфическая
зона геологической шкалы. Однако если оценивать плейстоцен по
совокупности и глубине палеогеографических преобразований, его
таксономический ранг, несомненно, более высокий. В развитии
природы между эпохами палеогена и неогена не отмечалось столь
существенных ландшафтных преобразований и климатических
изменений, какие наблюдаются в плейстоцене, особенно значи-
тельные в высоких и средних широтах, где широко распростране-
ны узкоспециализированные типы географических зон (перигля-
циальная, арктическая и т.д.) и ландшафтов. Что же касается «на-
сыщенности» палеогеографическими событиями и интенсивно-
сти их проявления, плейстоцен в этом отношении почти уника-
лен, по крайней мере за последние 250 млн лет с конца оледене-
ния Гондваны. Так, на севере и в центре Русской равнины за пос-
ледние 100 тыс. лет — срок геологически незначительный — не
менее четырех раз кардинально менялись ландшафты — от ледя-
ной пустыни и тундро-степи до широколиственных лесов и теп-
лой лесостепи. На относительно спокойный послепалеогеновый
регрессивный ход изменения уровня океана в плейстоцене накла-
дываются резкие колебания с периодичностью в десятки тысяч
лет, связанные с возникновением и исчезновением ледниковых
покровов на суше.
Крайне разноречивы представления исследователей о положе-
нии нижней границы четвертичного периода. В первую очередь
это вызвано существующей неопределенностью относительно кри-
териев его выделения. Если исходить из того, что для основы РаС"
членения последнего геологического периода применим палео-
географический (климатостратиграфический) критерий, то не-
сомненно, что один из главных климатических рубежей проход^
на границе плиоцена и плейстоцена. Изменения климата, в свою
очередь, отразились на развитии большинства компонентов прИ"
роды, тем самым обозначив естественный рубеж в ее эволюпь®
особенно заметный в умеренных широтах планеты: 1) глубоко6
преобразование неогеновой оболочки, перестройка географи46’
ской зональности, усиление ее контрастности, появление новь1*
типов ландшафтов; 2) увеличилась интенсивность климатически
I
енений: в среднем плейстоцене климат становится типично
1<3>йстоценовым, а наиболее характерные черты климата ледни-
1171 ого периода проявились за последние 60—70 и особенно 20 тыс.
1(0 Назад; 3) на границе плиоцена—плейстоцена исчезают термо-
'Iе пьные элементы флоры, широко распространяется новая рас-
ительная формация — тайга современного типа; в среднем и осо-
I нно в позднем плейстоцене отмечается прогрессивное обезле-
сивание обширных территорий умеренных широт; 4) характерная
Сис-
тема
Стратиграфия Палеогеографические события на Русской равнине
Средне- январ- ские тем- перату- ры, °C Изменения климата (потепления, похолодания) Оледенения, межледниковья Комплексы млекопитающих Изотопные зоны
Отдел Звено -24 -12 +6 + 12
Голоцен | Субатлантика —У — Потепление Послеледниковье Верхнепалеоли- тический I 1
Суббореал Прохладно
Атлантика Тепло
Бореал Холодно
Плейстоцен Верхний Очень холодно Валдайское оледенение Позднее 2 С
Потепление Интерстадиал 71
Похолодание Раннее 40
Крупное потепление Микулинское межледниковье 5 1
Средний Крупное похолодание Днепровское оледенение Московское Интерстадиал Днепровское Хазарский 6
—< hrC Потепление — 71
X— Похолодание
Потепление ~9|
Похолодание юП
Крупное потепление Лихвинское межледниковье Сингил ь- ский п| 12 ТЯ
Нижний Похолодание Окское оледенение Тираспольский
Потепление Ярославское межледниковье 14 1 15| 16 7т| 18 1
Крупное похолодание Донское оледенение
Потепление Межледниковье
Похолодание Оледенение
/Эоплей- 1 стоцен । — Потепление Межледниковье
р
с- 57. Стратификация четвертичной системы и основные палео-
географические события на Русской равнине
Свитом
7KQ
черта плейстоцена — криосфера, образованная наземным, мОп
ским и подземным оледенениями, причем последнее наиболее
типично для четвертичного периода; 5) смена геологических хед
тоцветных неогеновых формаций на сероцветные — четвертИч_
ные и широкое развитие парагенетического ряда отложений
ледниковых—перигляциал ьных—лессов.
По палеогеографической совокупности именно плейстоцен
(последние 0,8 млн лет) представляет целостное природное обра-
зование, совместно с эоплейстоценом и голоценом составляющее
четвертичную систему (рис. 57), резко отличающуюся от предыду.
щей неогеновой. При этом его ранняя эпоха — эоплейстоцен (по-
здний плиоцен) является переходным этапом между двумя раз-
личными состояниями природы — неогеновым и четвертичным.
В этот период подвергались изменению различные органические и
неорганические компоненты природы, что часто осуществлялось
не одновременно.
Следует подчеркнуть, что, как и большинство естественно-
исторических рубежей развития природы, граница плиоцена-
плейстоцена в хронологическом аспекте не мгновенна и строго
не одновременна. Поэтому для ее установления удобно использо-
вать события палеомагнетизма — смену палеомагнитных эпох Ма-
туяма—Брюнеса, отмечавшуюся около 0,8 млн лет назад. Эта гра-
ница достаточно хорошо устанавливается в разрезах четвертичных
отложений Евразии и Северной Америки, где является важным
стратиграфо-хронологическим репером.
11.2. Развитие основных компонентов
и процессов природы
Природный процесс плейстоцена многокомпонентный. Его
основы, определяющие главные черты развития, — неотектони-
ка, климат, рельеф, осадконакопление, оледенения, колебания
уровня океана, флора и фауна.
Неотектоника
Под неотектоническим процессом обычно понимаются движе-
ния, сформировавшие современный рельеф Земли в его основ-
ных чертах. Длительность неотектонического этапа определяется
по-разному. Большинство исследователей включает в него текто-
нические движения неогена и плейстоцена, хотя в отдельных Ре"
гионах континентов (Сибирская платформа, Казахстанский меЛ"
косопочник) начало формирования современного рельефа отме-
чается много раньше — с начала палеогена. Тектонические движе-
ния конца плиоцена — плейстоцена относятся к последней эпох6
эал
е0тектонического этапа, относительно непродолжительного по
ремени (1—2 млн лет), но важнейшего по преобразованию при-
родн°й обстановки.
Р Согласно мобилистским представлениям, в указанное время
продолжались активные перемещения плит — крупных консоли-
дированных блоков земной коры. Максимальные скорости раз-
дрйжения океанического дна достигали 18 см/год, они обнаружены
в районе о. Пасхи. Австралийский блок в настоящее время удаляется
от Антарктического со скоростью 7 см/год; Южно-Американский
от АфРиканского со скоростью 4 см/год, а Северо-Американский
от Евроазиатского со скоростью 2,3 см/год. Между Индостанским
и Евроазиатским блоками происходит активное встречное взаи-
модействие со скоростью 5 см/год, фиксируемое высокосейсмич-
ными горными системами Гималаев, Памира и Гиндукуша.
Для плейстоцена характерно повсеместное проявление текто-
нических движений с периодической сменой интенсивности. В более
редких случаях тектонический режим длительные отрезки време-
ни был относительно стабильным. При этом кратковременное со-
стояние видимого покоя в неотектонических структурах проявля-
ется при смене знака движений, например, на границе раннего и
среднего плейстоцена в Верхнем Приобье и Западной Камчатке.
Часто интенсивность новейших тектонических движений пре-
восходит скорость денудации в поднимающихся районах и ско-
рость аккумуляции осадков в опускающихся районах. Так, оценки
амплитуды и скорости плейстоценовых движений Северного При-
каспия, Горного Алтая и побережья Чукотки показывают, что
максимальная амплитуда прогибания центральных частей При-
каспийской впадины в четвертичное время достигает 50 м, или
0,5 мм/год, а поднятие высокогорных хребтов Алтая и Тянь-Шаня
оценивается в 1,5 —2,0 км, Памира — в 1,5 —2,7 км, а в прибреж-
ных горных районах Чукотки составляет 100—150 м (скорость 0,25 —
1,0 мм/год). Эти сугубо ориентировочные оценки скорости текто-
нических движений для плейстоцена не максимальны. Например,
Кавказ поднимался за это время со скоростью 2—3 мм/год. В от-
дельные моменты скорость воздымания Памира достигала 15 —
20 мм/год, а Тянь-Шаня — 24,5 мм/год. Для долины р. По и побе-
режья Калифорнии установлены скорость опускания 3 — 3,5 см/год,
а горизонтальное смещение крыльев разлома Сан-Андреас, отде-
ляющего Тихоокеанскую плиту от Севере-Американской, в но-
вейшую эпоху оценивается в 16 км.
Большие скорости движения отмечаются также при раздвига-
нии срединно-океанических желобов. Так, скорость разрастания
океанического дна Тихого океана при спрединге достигает
“ см/год. При этом различные амплитуды и скорости новейших
ДДйжений на жестких платформенных и орогенных областях отме-
а1°тся с разницей в 6 —12 раз.
291
По отношению к древним движениям и более ранним неоте
тоническим подвижкам плиоцен-плейстоценовые тектонически
движения имеют как унаследованный, так и неунаследовацц. -
характер. Наследуются длительные опускания Прикаспийской впд
дины, особенно энергичные в позднем плиоцене, поднятия Гоп
ного Алтая, начавшиеся с олигоцена. Смена знака движений пр0'
исходит в Верхнем Приобье, Западном Приверхоянье, внутрен'
ней зоне Западной Камчатки. Черты неунаследованности обычно
свойственны районам, смежным с областями активного городу
разования, таким, как Приобское плато и Подгорная равнина
Западное Приверхоянье и Западно-Камчатская равнина. Смена
знака движений у них, как правило, приходится на эпохи усиле-
ния поднятия в соседних горных странах. Так, в начале среднего
плейстоцена активный подъем Алтая втягивает в него смежные
районы Подгорной равнины и Приобского плато.
В целом для суши в плейстоцене типично преобладание подня-
тий, оцениваемых для материковых равнин в 100—200 м, а для
горных стран — в 1 —2 км (табл. 4). Обширные районы опускания
занимают не менее 10 % поверхности суши. Для всей поверхности
Земли с учетом дна океанов районы отрицательных тектониче-
ских движений составляют около 2/3 ее площади.
Для платформенных структур характерны колебательные дви-
жения небольшой амплитуды, в областях горообразования дви-
жения однонаправленные и более интенсивные. Причем даже круп-
ные межгорные впадины испытывают подъем, но менее интен-
сивный, чем смежные с ними горные хребты (Чуйская и Иссык-
кульская котловины и т.д.), что и определяет их высокое геомор-
фологическое положение. В новейшее время проявляются все типы
тектонических движений. На платформенных структурах господ-
ствуют сводовые поднятия и опускания, а в областях горообразо-
вания глыбово-блоковые движения и надвиги по системам раз-
рывных нарушений.
Эпохи активизации тектонических движений в разных районах
обычно осуществляются в неодинаковое время, часто разновре-
менная интенсивность движений отмечается даже в соседних райо-
Таблина I
Среднее увеличение высоты суши в плейстоцене
(К. К. Марков и др., 1965)
Страторайоны Площадь частей суши, % Оценка величины поднятищ^
Равнины 77 100-500
Горы 23* 1000-2000
* Имеются в виду горы выше 1000 м, равнины ниже 1000 м.
292
х Так, в конце плиоцена — начале плейстоцена активизация
' ^образования на Алтае заметно не проявилась в смежных райо-
г х Приобского плато. В конце плиоцена — начале плейстоцена на
Памире активность тектонических движений существенно уступала
^яНь-Шаню, который активно воздымался. Выделяются и эпохи
частичного совпадения активизации движений либо их диффе-
пеНциация (смена интенсивности либо знака). Это поздний плио-
цен — активные опускания Северного Прикаспия и Западного
Приверхоянья, энергичное поднятие Горного Алтая и Тянь-Шаня,
подъем внутренней зоны Западной Камчатки; конец раннего —
начало среднего плейстоцена — смена знака движений Приоб-
ского плато и Западного Приверхоянья, поднятие внутренней зоны
Западной Камчатки, продолжение активного воздымания Тянь-
Шаня.
Несмотря на кратковременность, в целом плейстоценовый этап
неотектонической эпохи очень важен в истории развития совре-
менной природной среды и ее отдельных компонентов. Для текто-
нических движений плейстоцена характерны повсеместность про-
явления, интенсивность, разная степень унаследованности, раз-
нообразие типов тектонических движений, а также большая роль
основного вулканизма и высокая сейсмичность.
Все эти признаки, хотя и характеризуют тектонику плейстоце-
на, однако присущи не только ей. Они отмечались и в более ран-
ние эпохи. Если и существуют какие-то различия тектонических
движений конца плиоцена — плейстоцена и более ранних эпох,
то они в основном проявляются в существенном участии гляцио-
изостазии, играющей решающую роль в образовании современ-
ного рельефа и большой дифференциации движений.
Проявление гляциоизостатических движений в плейстоцене
обусловлено широким развитием в эту эпоху материковых и гор-
ных оледенений. В отличие от обычных тектонических движений
они связаны с дополнительной нагрузкой на ложе ледников и
существованием слоя пониженной вязкости в верхней части ман-
тии. Очевидность такого рода движений прекрасно проиллюстри-
рована на примерах Скандинавии, Антарктиды и района Великих
озер Северной Америки. Изостатические поднятия после прекра-
щения ледниковой нагрузки на шельфы Баренцева моря привели
к образованию на его побережьях голоценовых морских террас
высотой 80 — 85 м. По-видимому, и в горных районах (например,
Алтае, Тянь-Шане и т.д.) ледники резким увеличением или умень-
шением своей массы могли существенно влиять на скорость подъе-
ма гор. Интенсивность гляциоизостатических движений в несколько
Раз превышает скорость обычных тектонических движений. Так,
сШорость поднятия Скандинавии после исчезновения покровного
Ледника достигала 10 см/год, а в настоящее время составляет
см/год. Одна из основных особенностей неотектонических дви-
293
жений — их участие в формировании современного рельефа. В ei.(
большей степени это относится к тектоническим движениям С
плейстоцене, в результате которых в основном и создан совреВ
менный облик земной поверхности. Разнообразие геоморфологц'
ческих форм указывает на значительную дифференциацию те кто'
нических движений плейстоцена. Об этом же свидетельствует и
многообразие неотектонических структур, усложнение строения
древних структур и фациальная пестрота новейших отложений
Часто отмечается факт увеличения скорости тектонических
движений от более ранних эпох неотектонического этапа к совре-
менным. Так, если суммарная скорость тектонических движений
неоген-плейстоцена на платформах и областях горообразования в
среднем составляла соответственно 0,05 и 0,3 мм/год, то в плей-
стоцене скорость деформаций была в несколько раз выше, а ин-
тенсивность тектонических подвижек современной эпохи на по-
рядок больше. Что это — усиление тектонических процессов, сме-
шение движений разных порядков либо следствие эффекта алгеб-
раического суммирования разнозначных движений — не ясно. По-
видимому, скорость тектонических движений в плейстоцене на
некоторых активизированных участках земной коры действитель-
но усилилась. Это подтверждается сравнительной оценкой высоты
поднятий Кавказа. За 10—16 млн лет Кавказ поднялся на 8 —10 км,
а за последние 0,5 —1,0 млн лет — на 2 км и более. Однако вряд ли
интенсивность тектонических процессов плейстоцена существен-
но превышала таковую более ранних неотектонических эпох. Вслед-
ствие наложения процессов гляциоизостазии тектонические дви-
жения плейстоцена могли быть более разнообразными и быстры-
ми лишь в районах крупных оледенений.
Климат
По К. К. Маркову, главный процесс изменения природы плей-
стоцена заключался в направленном нараставшем похолодании
климата. Впервые это отмечено известными натуралистами Ю. Бюф-
фоном, А. Гумбольдтом и Ч. Лайелем. Основные черты этого кли-
матического процесса: 1) повсеместное и направленное похоло-
дание; 2) усиление континентальных черт и разнообразия клима-
та; 3) колебательный характер климатических изменений; 4) раз-
личное проявление режима температуры и увлажнения.
Первые проявления повсеместного и направленного похоло-
дания климата установлены с середины кайнозоя. В Евразии в эт°
время отчетливо разделяются и смещаются к югу растительны6
зоны, уменьшается количество вечнозеленых растений, увели415'
вается роль листопадной растительности. На открытых простра#'
ствах саванны и степей внутренних районов субматерика появЛя'
ется гиппарионовая фауна. Происходит похолодание океанически
эод
„ в Южном полушарии образуется покровный антарктический
РедНИК- Основная особенность изменения климата — усиление
^магической дифференциации, что отразилось на увеличении
провинциальных различий.
Существенное изменение климата отмечается в плиоцене, кли-
мат которого был близок современному, хотя и немного теплее.
Трансформация климата в первую очередь коснулась понижения
температуры, фиксируемого повсеместно. Например, в Евразии
существенное похолодание в это время устанавливается на севе-
ро-востоке (на Чукотке появляются тундра и, возможно, мерзло-
та) и в областях активного горообразования (Альпы, Кавказ, Тянь-
Шань, Горный Алтай) (рис. 58). В первом случае это, по-видимо-
Русская равнина
Юг Западной
Сибири
Сред-
няя
Азия
Вос-
точная
Сибирь
Дальний Восток
Север- При- Цен- Верх- Горный
ный азовье траль- нее Алтай
При- ные При-
К S кас- районы обье
о сх пий
Приис- Запад-
Чукот-
Запад-
Ниж-
сык- ное ка ная нее
кулье При- Кам- При-
верхоя- чатка амурье
нье
3| <в е |
Рис- 58 Предполагаемый ход изменений климата в конце плиоцена —
плейстоцена:
соя пРедполагаемый ход изменений температуры (а) и увлажнения (6); 2— корреляция
Ытий; 3 — предполагаемые эпохи максимального потепления и похолодания
9Q5
арктически
му, связано с превращением полярного бассейна в
во втором — с появлением высокогорных хребтов.
На востоке Сибири из состава флоры выпадают средиземи
морские и американо-восточноазиатские элементы, и преобдад '
ет голарктическая и евроазиатская растительность. Менее чеЛ'
похолодание проявляется в более южных районах Евразии. Здесь
конце плиоцена было относительно тепло. При этом изменен^
режима увлажнения имело противоположный характер. Так в
Прикаспии и Приазовье количество осадков уменьшается (стёп.
ная и полупустынная растительность, засоление грунтов), в При.
обье и Приамурье климат теплый и влажный (лесостепные и лес-
ные ландшафты). В целом к началу плейстоцена в Северном полу,
шарии, по-видимому, оформилась климатическая зональность в
крупных чертах близкая к современной, иными были лишь коли-
чественные характеристики зон. В Южном полушарии в результате
похолодания произошла смена тропических условий на субтропи-
ческие и умеренные.
В океане отмечался айсберговый разнос, свидетельствовавший
о существовании ледников в Антарктиде и Гренландии.
Наиболее резко климатические изменения проявились в плей-
стоцене: происходило направленное похолодание с максимумом
во второй половине плейстоцена. Однако уже тогда, во время кли-
матических похолоданий, в средних широтах континентов, воз-
можно, возникли покровные ледники. Так, установлено, что в
раннем плейстоцене Русская равнина была покрыта Донским и
Окским ледниками и предполагаются еще более древние. В среднем
плейстоцене похолодание климата направленно нарастает. Во время
холодных эпох на Северо-Американском и Евроазиатском конти-
нентах неоднократно возникают обширные ледниковые покровы,
а в смежных им участках — многолетнемерзлые породы. В позднем
плейстоцене климатическая контрастность была наибольшей, а
максимальное похолодание (криотермическая эпоха) умеренньй
широт отмечалось в самом конце позднего плейстоцена (20— 18 тыс.
лет назад). В это время на территориях, граничащих с материко-
выми ледниками, существовали открытые ландшафты — тундры-
перигляциальные степи, сухие степи, полупустыни — и отсут-
ствовала лесная зона.
В прибрежных районах материков колебания режима увлаж-
нения и усиление континентальности были менее резкими в
результате сглаживающего влияния океана. Интересно, что поС'
леднее похолодание на Земле было асинхронным. Вначале оИ°
проявилось в полярных континентальных районах (20 — 25 тЫс
лет назад), потом на континентах, где возникли ледники (25^
15 тыс. лет назад), а еще позднее (14—12 тыс. лет назад)
высоких широтах океана, где резко увеличилась площадь моР'
ских льдов.
Столь же направленным в плейстоцене было изменение харак-
оа увлажнения и усиление континентальных черт климата с
Максимумом для Северного полушария во второй половине эпохи,
п Евразии резкое усиление сухости и континентальности отмеча-
ется в Северном Прикаспии, в межгорных котловинах высоко-
горных хребтов Памира, Тянь-Шаня и Горного Алтая и во внут-
пйконтинентальных районах Восточной Сибири.
Р Наиболее контрастные климатические колебания происходи-
ли в континентальных районах Евразии, смежных с участками
материковых оледенений, что выражалось в последовательной
смене во времени резко отличных ландшафтов. В Восточной Сиби-
ри амплитуда колебаний температуры и влажности была меньше.
В более южных районах субматерика, удаленных от областей
материковых оледенений и от океана, также происходила замет-
ная смена ландшафтов. Однако главная роль здесь принадлежала
не температурному климатическому фактору, а изменению сте-
пени увлажненности территории.
Южнее умеренного пояса Северного полушария основное влия-
ние на развитие природы оказывало колебание увлажненности
климата, соотношение плювиальных и аридных эпох. Во время
первых происходило обводнение обширных районов субтропиче-
ских и тропических поясов, повышение уровня воды озер, рас-
ширение площади тропических лесов. Во время вторых — высыха-
ние рек, снижение уровня вод озер, расширение площади саван-
ны и пустынь.
Что же касается соотношения длительности холодных и теп-
лых эпох, радиоуглеродное датирование осадков холодных и теп-
лых эпох второй половины позднего плейстоцена и ориентиро-
вочный расчет их длительности для более древних эпох указывают
на примерно равное временное соотношение экстремальных (хо-
лодных и теплых) климатических эпох равнинных территорий
Умеренного пояса Земли.
Соотношения термических эпох с плювиальными и аридными
самые различные. В одних случаях климат становился холоднее и
суше (Русская равнина, Восточная Сибирь), в других — холоднее
и влажнее (Верхнее Приобье, Монголия), причем термические
максимумы и минимумы не всегда совпадали с эпохами экстре-
мального проявления иссушения климата.
При направленном изменении климата плейстоцена в сторону
Похолодания его интенсивность и время проявления были неоди-
наковы. Напряженные климатические изменения происходили во
вНутренних районах Восточной Сибири. Там еще в раннем плейсто-
цене климатические условия позволяли существовать редким пред-
ставителям широколиственной растительности (дуб, вяз, липа), а
среднем плейстоцене похолодание было столь значительно, что
Появились участки, занятые тундро-степной растительностью. Ин-
ЭСГ7
тенсивные климатические изменения от тепловлажных к прохлад,
но-засушливым отмечаются в горных районах материков, что в ос.
новном связано с их активным подъемом в плейстоцене.
Для плейстоценового климата характерны колебательные из-
менения — чередование холодных и теплых, сухих и влажных эпох
Этот процесс проявлялся и ранее по крайней мере с палеогена
но менее резко. Чередование климатических эпох, точнее, палео-
географическая выраженность климатических изменений, их дли-
тельность и характер в разных районах Евразии различны. На Рус.
ской равнине в плейстоцене установлено восемь эпох похолода-
ний, в Западном Приверхоянье — пять, на юге Западной Сиби-
ри, Чукотке, Тянь-Шане и Приамурье — по четыре, на Западной
Камчатке и в Горном Алтае — по три, в Северном Прикаспии —
две. Исходя из предположения об общепланетарных эпохах похо-
лодания, можно думать, что это объясняется определенной транс-
формацией общих похолоданий климата местными факторами, в
результате которых эти изменения не столь резко проявились в
природной обстановке некоторых регионов.
Резкое изменение хода температур не обязательно сопровож-
далось столь же значительными колебаниями режима увлажне-
ния, и наоборот. Например, для Северного Прикаспия и частич-
но Приазовья более контрастными были изменения хода увлаж-
нения, чем термический режим, в то время как для Чукотки ко-
лебания температур оказались существеннее. Для субтропических
и тропических зон, обеспеченных солнечным теплом, степень
изменения увлажненности была значительной, с решающим вли-
янием на ландшафты территорий. Следовательно, в плейстоцене
в одних районах климат становился холоднее и суше, а в других —
холоднее и влажнее. В полной мере это справедливо для умеренно-
го пояса Земли, где контрастность изменения климатических па-
раметров была наибольшей, особенно для термической составля-
ющей. В высоких и низких широтах колебания температур и ув-
лажненности в плейстоцене были относительно небольшими.
Итак, существенный временной рубеж изменения климата для
многих районов умеренных широт Евразии отмечается: 1) в кон-
це плиоцена — начале плейстоцена (Горный Алтай, Тянь-Шань,
Приамурье и т.д.), когда из растительного покрова исчезают нео-
геновые экзоты, происходит смена типов осадконакопления и т.Д-J
2) в среднем плейстоцене, во время широкого появления на се-
вере Евразии крупных материковых оледенений (рисского, днеп-
ровского, самаровского), когда климат становится типично плей-
стоценовым. Наиболее характерные черты климата ледникового
периода — похолодание, резкие контрасты, усиление континен-
тальности и т.д. — проявились в последние 70—60 тыс. лет.
Климаты плейстоцена отличаются от более ранних климатИ'
ческих эпох кайнозоя увеличением интенсивности изменений, ®
ТОЙ
первую очередь похолодания, режима увлажнения, степени кон-
^нентальности и разнообразия климатов.
Специфичными для плейстоцена, впрочем, как и для любого
другого периода, были климатические зоны, их конкретное по-
ложение и ход климатических изменений. Если считать, что об-
щее похолодание Земли во многом обусловлено чисто земными
Причинами, а колебательный характер климатических изменений
связан с периодичностью астрономических факторов, то провин-
циальные особенности климатов, несомненно, обязаны совмест-
ному наложению земных и внеземных климатообразующих фак-
торов на общие и местные географические особенности. Большое
значение в развитии региональной климатической зональности
Принадлежит такому фактору, как автоколебательный процесс.
Рельеф
Современный рельеф Земли — производное сложного взаимо-
отношения эндогенных и экзогенных сил в верхней зоне земной
коры. Характерной чертой происхождения и развития рельефа
материков были разновозрастность и этапность формирования. При
большом различии времени образования конкретных форм релье-
фа отмечается общая закономерность — удревление рельефа при
возрастании его размерности.
Основные черты рельефа материков, и в частности крупней-
шего из них — Евроазиатского, были заложены в доплейстоцено-
вое время. Поднятие Горного Алтая и Тянь-Шаня связано с тек-
тоническими поднятиями олигоцена. Характерные морфострук-
турные особенности Кавказа, Северного Прикаспия, Русской рав-
нины, Приазовья, Верхнего Приобья, Западной Камчатки и Чу-
котки сформированы в плиоцене, а Нижнего Приамурья — в на-
чале неогена. Что же касается более мелких форм рельефа, связан-
ных преимущественно с экзогенными процессами, то возраст
большинства их крайне молодой и редко выходит за пределы позд-
него плейстоцена. По-видимому, это обусловлено большими тем-
пами денудационных и аккумулятивных процессов и частично
связано с ними. Так, за новейшее время величина среза Большого
Кавказа определяется в 2 — 3 км; скорость разрушения гор Сибири,
высоких среднеазиатских гор и поднятий Русской равнины оце-
нивается соответственно в 0,3 —0,6; 0,1 —0,3 и 0,01 — 0,05 мм/год,
в Забайкалье величина новейшего денудационного среза для низ-
Когорья составляет 200—300 м, а для среднегорья — 500—600 м.
Эти данные генерализованы и осреднены. В каждом конкретном
СлУчае скорость эрозии, абразии и аккумуляции обычно на один-
^Ва порядка больше. Так, скорость эрозионного размыва в круп-
Их речных долинах Оби, Алдана и Амура составляет первые не-
Ск°лько миллиметров в год и более. Исключительно велика ско-
Рис. 59. Время формирования реч-
ных террас некоторых рек по дан-
ным радиоуглеродного датирования
(I —V — номера террас)
на, Майна и Танюрера (рис. 59).
рость термоабразии побережие
отмечается случай, когда за 8^
10 лет на побережье залива Кре.
ста на Чукотке в результате вы,
таивания льда образовалась впа,
дина площадью несколько со,
тен квадратных метров и глубц,
ной 8 —10 м. Возможно, весь ар,
ктический шельф Сибири
сформирован в послеледнико-
вое время путем размыва побе-
режья процессами термоабра-
зии, Однако это, по-видимому,
преувеличение, на что указы-
вают находки на многих участ-
ках побережья Северного Ледо-
витого океана стоянок древних
охотников на морского зверя.
В противном случае они бы не
сохранились, а оказались на дне
моря. П.А. Каплин относит фор-
мирование побережья Мирово-
го океана ко времени заключи-
тельной стадии послеледнико-
вой трансгрессии. Высокую ско-
рость образования некоторых
форм рельефа иллюстрируют
данные о возрасте речных тер-
рас в долинах рек Бии, Алда-
на основе радиоуглеродного да-
тирования отложений речных уровней установлено, что все высо-
кие террасы этих рек относятся ко второй половине позднего плей-
стоцена, а низкие террасы — к голоцену. На молодой возраст реч-
ных террас указывают и материалы по другим районам. Так, рель-
еф современных долин Яны и Индигирки возник в позднем плей-
стоцене. Еще более молодой — голоценовый и позднеголоцено-
вый возраст имеют микроформы рельефа, особенно связанные с
эоловыми и мерзлотными процессами.
Для формирования рельефа в новейшее время, впрочем, как и
для более древних эпох, характерна этапность. Это установлено
многими исследователями, хотя называлось по-разному: цикл3'
ми, эпохами, этапами. Подмечено, что этапы формирования ос
новных форм рельефа не повторяются и проявляются на удален
ных друг от друга территориях в разных хронологических соотН°
шениях. В разных регионах Евразии отмечаются неодинаковое кр
личество этапов рельефообразования, несовпадение их во вреЛ,с
и и разная продолжительность. В Горном Алтае и на Тянь-Шане
становлены по два продолжительных этапа, связанных с эпоха-
ми активизации тектонических движений. Рельеф Приобского
плато последовательно прошел через три стадии формирования:
низменной аккумулятивной равнины; холмисто-увалистой равни-
ны; гривного рельефа. Низменный рельеф Северного Прикаспия
в плейстоцене испытал четыре этапа активного выравнивания в
результате аккумуляции осадков в водах древнекаспийских морей.
Холмистый ледниковый рельеф центра и севера Русской равни-
ны формировался во время неоднократных экспансий материко-
вых ледников.
Неодновременность этапов рельефообразования, разное их ко-
личество и продолжительность обусловлены главным образом раз-
личием хода тектонических процессов и географическими осо-
бенностями регионов. При этом влияния местных причин выра-
жаются в индивидуальности проявления основных рельефообра-
зующих факторов, литологии слагающих пород, денудационных,
аккумулятивных процессов и т.д., в свою очередь зависящих от
структурного положения и физико-географической зональности.
В конечном счете сочетание их в каждом конкретном регионе столь
различно, что создает пестрое разнообразие форм рельефа, со-
хранность которых во многом зависит от саморегулирования кон-
кретной системы рельеф—рельефообразующие процессы. Изло-
женное не отрицает возможности синхронного проявления неко-
торых этапов рельефообразования. Это отмечается в том случае,
если формы рельефа подвержены решающему воздействию фак-
торов, одновременно проявлявшихся на обширных территориях.
Так, во время трансгрессий океана практически в одно и то же
время формировался рельеф побережий. Общепланетарные похо-
лодания климата и возникновение покровных ледников обусло-
вили близкое совпадение в образовании ледниковых форм в обла-
стях материковых оледенений и в горах, криогенного рельефа — в
перигляциальных районах.
Особенности проявления тектонического и климатического
процессов в плейстоцене обусловили и отличие четвертичного
этапа рельефообразования от более древних геоморфологических
эпох. В результате активизации новейших движений, похолодания
и Усиления континентальности климата увеличивались темпы
Физического выветривания и, как следствие, масштабность обра-
зования обусловленных этим процессом форм рельефа и скорость
Денудационного среза. На обширных территориях умеренных и
перных широт Земли мерзлотные процессы становятся актив-
]м Рельефообразующим фактором, образуя специфические фор-
1 Мезо- и микрорельефа. В литературе они обычно называются
Ригляциальными, однако значительная часть этих форм релье-
никак не связана с древними и современными ледниками, а
301
определяется исключительно условиями льдообразования в гор.
ных породах. В районах материкового и горного оледенений в ка,
честве основных рельефообразующих процессов выступает эроди„
руюшая и аккумулирующая деятельность льда. Изменение объема
материковых льдов приводит к появлению гидрократического к0.
лебания уровня моря — решающего для формирования современ-
ного облика побережья океана. В тропических и субтропических
зонах усиливается эоловая деятельность и активно образуются
обусловленные ею формы рельефа пустынь. Во влажных эквато-
риальных районах основным рельефообразующим фактором, как
и в неогене, продолжают оставаться флювиальные процессы.
Если сравнить оценки подъема суши (равнин 10—150 м, гор
1000—2000 м) со значениями денудационного среза (30—80 м) в
плейстоцене, то заметно резкое превышение величин поднятий
над значениями денудационного среза. Таким образом, в целом в
плейстоцене преобладают эндогенные факторы рельефообразова-
ния над экзогенными. Этот вывод очень общий. В каждом конкрет-
ном регионе взаимоотношение основных процессов формирова-
ния рельефа более сложное, меняющееся во времени и простран-
стве и главное — индивидуальное для каждой эпохи.
Осадконакопление
Общеизвестно, что в истории Земли смена палеогеографиче-
ских условий ведет к смене типа осадконакопления. Это полно-
стью относится к последнему геологическому периоду. Среди раз-
нообразных четвертичных отложений широко распространены и
хорошо диагностируются разнообразные водные осадки: морские,
озерные, озерно-аллювиальные, аллювиальные и т.д. В низмен-
ных районах по периферии континентов развиты морские отло-
жения плейстоценовых трансгрессий. Долины рек выполнены ал-
лювиальными толщами. Водоразделы равнин сложены осадками
застойных и полупроточных водоемов.
В горах и районах покровных оледенений развиты разные лед-
никовые образования. В конце позднего плейстоцена и голоцена
большое распространение получило органогенное торфонакопле-
ние и почвообразование. Однако оно отмечалось и ранее: напри-
мер, погребенные почвы характерны не только для плейстоцена,
но и для более древних эпох, включая палеозой. Интересно, что,
несмотря на распространение и универсальность субаэрального,
главным образом эолового процесса, его ископаемые осадки с
трудом диагностируются в естественных обнажениях и занимают
весьма незначительную часть среди плейстоценовых образований
многих районов Земли.
Обширные площади аккумуляции и захоронения толщ эоло-
вых осадков отмечаются в ряде перигляциальных районов ЕвроПь1
302
й Северной Америки, на равнинах и предгорьях Средней Азии,
Монголии и Китая, на территории сухих тропиков.
Резкое усиление в.плейстоцене континентальности климата и
активизация процессов физического выветривания, появление
п0кровных ледников послужили причиной широкого распростра-
нения таких генетических типов пород, как ледниковые и лессо-
видные образования и перигляциальные лессы. Их распростране-
ние связано с седиментационными зонами равнин умеренного
пояса — ледниковой, приледниковой и внеледниковой. Леднико-
вые образования, возникшие в результате транспортирующей и
аккумулирующей деятельности ледника, в целом характеризуют-
ся пестрым механическим составом, наличием грубообломочного
материала с большим содержанием дальноприносных пород, от-
сутствием сортировки либо слабой сортировкой.
На северо-востоке Русской равнины и севере Западной Сибири,
в зоне проникновения трансгрессий арктического бассейна диаг-
ностика морены затруднена и вызывает многочисленные споры.
Основные черты перигляциального и лессовидного типов осад-
ков обусловлены особенностями климата плейстоцена, в первую
очередь резкими колебаниями температур, степени увлажнения и
агрегатного состояния воды. Для него типично также длительное
субаэральное выветривание всего комплекса новейших отложе-
ний и подстилающих их материнских пород и неоднократное пере-
отложение осадков.
В процессе прерывистого осадконакопления отложения неоднок-
ратно и длительно находились под воздействием континенталь-
ного климата плейстоцена, глубина влияния которого, по-види-
мому, могла захватывать значительную часть либо всю толщу осад-
ков. В результате интенсивного физического выветривания проис-
ходило глубокое преобразование первичного состава отложений.
Перигляциальные осадки приурочены к районам, смежным с
Древними ледниковыми покровами, участками современного и
Древнего развития мерзлоты, где осадконакопление осуществля-
лось в условиях либо избыточного увлажнения холодного климата,
господства восстановительной реакции среды и консервации орга-
нического вещества (преобладает серая окраска в отложениях), либо
сухого сурового климата с дефицитом органического материала
(лселто-бурая окраска). В более южных районах, удаленных от по-
кровных ледников, имевших еще больший дефицит влаги (семи-
аРйдные условия), где не было длительного и постоянного про-
мерзания, осадконакопление происходило в условиях господства
окислительной гидрохимической среды, что и предопределило пре-
обладание бурого и желто-красно-бурого цвета отложений.
В генетическом отношении перигляциальная формация лессо-
видных пород включает осадки эолового, делювиального, солиф-
К>кционного, аллювиального и озерного происхождения и имеет
Рис. 60. Схематическая карта распространения лессовых и лессовидных
пород в Евразии (заштриховано) (К. К. Марков и др., 1967)
очень широкое распространение (рис. 60). Что касается крайнего
типа отложений лессовидного ряда — лессов, то, по-видимому,
правы исследователи, стоящие на позициях их полигенетическо-
го происхождения. Впервые эта мысль высказана русским геоло-
гом А. В. Павловым, отметившим, что имеется большой фактиче-
ский материал, неопровержимо доказывающий, что слово «лёсс»
включает породы, весьма разнообразные по происхождению. Клас-
сические районы развития типичных лессов располагаются в се-
миаридных и аридных зонах внутренних территорий Азии, вдали
от влияния материковых оледенений.
Характерная черта плейстоценового осадконакопления — цик-
личность. Однако это присуще не только плейстоцену. Например,
в мезозое широкое развитие получили ритмично-слоистые поро-
ды флиша. При изучении новейших отложений, особенно озер-
ных, озерно-аллювиальных, аллювиальных и лессовидных, выяс-
няется, что слагающие их элементарные литологические пачки-
слои образуют определенные и закономерные сочетания осадков,
близкие в основных чертах и неоднократно повторяющиеся в раз-
резе. Такой характер строения отложений, связанный с неравно-
мерностью осадконакопления, в геологической литературе обыч-
но называется циклами, либо ритмами.
Многие проявления цикличности вполне определенно обусл°в'
лены тектоническими процессами и климатическими факторами-
Например, накопление мощных слоистых толщ, заполняющих ме)К'
□ П/1
орные и предгорные прогибы Большого и Малого Кавказа, связа-
ло с их активным прерывистым прогибанием в новейшее время.
Колебания климата отражаются и на цикличности лессовых
тОдШ Средней Азии и перигляциальных районов Европы и Север-
Йой Америки, в которых слои лесса обычно характеризуют арид-
цЫе условия, а разделяющие их почвы — более влажные.
Происхождение цикличности аллювия в речных долинах имеет
другую природу и во многом обусловлено законами внутреннего
развития таких сложных гидросистем, как долины. Для аллюви-
альных циклов характерно последовательное расположение по
разрезу различных фаций аллювия: от грубых русловых осадков
через переходные к тонким старично-пойменным отложениям.
Цикличность аллювиальных толщ в основном обусловлена осо-
бенностями динамики руслового потока и процессов аккумуля-
ции осадков. Хотя отрицать влияние климата, тектоники на фор-
мирование цикличности в аквальных и субаквальных отложениях
нельзя, однако воздействие их более неопределенное и скорее
отражается на строении циклов, чем на их проявлении.
Для плейстоцена характерны высокие скорости осадконакоп-
ления. С помощью радиоуглеродного датирования найдено, что
накопление аллювия надпойменных террас в долинах рек Алдана
и Майна составляет 2—3 см/год. Для перигляциальных лессов Ев-
разии и разделяющих их погребенных почв приводятся скорости
соответственно 5 и 0,2—0,5 мм/год. В среднем темпы накопления
осадков составляют от долей миллиметра до первых сантиметров
в год. Существенно большие скорости осадконакопления отмече-
ны у ледниковых образований и отложений речных дельт. Так,
ленточные глины разреза Чаган на Алтае накапливались со сред-
ней скоростью 30—35 см/год. Близкие значения установлены для
морен алтайских ледников и аллювия дельты Волги.
Несмотря на высокие скорости формирования плейстоцено-
вых отложений, их мощности в целом невелики. Это обусловлено
как относительно малой длительностью эпохи, так и длительны-
ми перерывами осадконакопления, часто сопровождаемыми глу-
бокими размывами. В естественных разрезах мощность плейстоце-
новых образований редко превышает сотню метров, а обычно равна
Нескольким метрам, или десяткам метров. Суммарные мощности
Плейстоценовых отложений по регионам существенно выше и
Достигают 500 м и более. Аномально высокие мощности четвер-
тичных осадков (более 500 м) отмечаются в солянокупольных
мУльдах, предгорьях активно растущих хребтов и тектонических
Фогах, где они, как правило, обусловлены структурными осо-
бенностями районов.
Таким образом, как и в более ранние геологические периоды,
°сновными факторами, влияющими на осадконакопление в плей-
бТоцене, служили тектоника, климат, седиментационные причи-
ны и местные географические особенности. Характер тектонцче
ского развития обусловливал ареалы осадконакопления и мощНо'
сти осадков. Климат определял генетический тип осадконакогще
ния и его цикличность. Бесконечное литофациальное разнообрази
конкретных геологических толщ связано с местными географиче-
скими особенностями района осадконакопления: рельефом мест,
ности, физико-географическими условиями, геохимической обста-
новкой и т.д.
В плейстоцене широко проявляется дифференциация различных
типов преобладающего накопления: ледникового — в районах ма-
терикового и горного оледенения, перигляциального — перед фрон-
том покровных ледников, аквального и субаквального — в умерен-
ных и северных широтах вне участков воздействия материковых
оледенений, эолового — в аридных районах, элювиального — в
тропическом и экваториальном поясах и т.д. Особенностями плей-
стоценового осадконакопления, определяющими необратимый ход
процесса и специфику отложений, являются: 1) более энергичное
(по сравнению с предшествующим периодом) участие процессов
физического выветривания на всех стадиях преобразования породы
в осадок, его транспортировки, накопления и захоронения; 2) ши-
рокое развитие парагенетического ряда отложений: ледниковых,
перигляциальных и лессовидных типов (формаций); 3) активное
участие в процессе осадконакопления наземного, наплавного и
подземного льда; 4) торфообразование и процессы солифлюкции.
Хотя все они в разной степени проявлялись и ранее, особенно в
позднем плиоцене, однако только в плейстоцене эти факторы при-
обретают широкое развитие, решающее для формирования отли-
чительных черт плейстоценового осадконакопления. Специфичны
для плейстоцена также покровные залегания новейших отложений
и активность проходящих в них эпигенетических изменений.
Оледенения
Феномен наземного, подземного и морского оледенений — одна
из наиболее характерных черт природного процесса плейстоцена
(рис. 61). Правда, обширные материковые оледенения отмечались
и раньше — в архее, позднем протерозое, неоднократно в палео-
зое. По-видимому, последнее крупномасштабное (кайнозойское)
оледенение Земли началось с Антарктиды, ее полярная шапка
существует с начала неогена, лед там начал образовываться око-
ло 15—25 млн лет назад. Ледниковый щит Гренландии возник не
позднее 3,5 млн лет назад, покровное оледенение Исландии
началось 2,5 млн лет назад. Однако в таком сочетании назем-
ных, подземных и морских льдов, которое отмечалось в послед-
нюю геологическую эпоху и которое в совокупности образуй
единую систему — криосферу, оледенение, несомненно, явДе'
306
Рис. 61. Схематическая карта распространения подземного, наземного и
океанического оледенений (К. К. Марков и др., 1967):
/ — современное подземное оледенение; 2 — древнее подземное оледенение; 3 —
древнее наземное оледенение; 4 — современное наземное оледенение; 5 — древнее
океаническое оледенение; 6 — современное океаническое оледенение
ние плейстоценовое, имеющее длительную предысторию. В мак-
симум оледенения площадь наземных ледников составляла око-
ло 44—47 млн км2, а объем льда превышал 60 млн км3 (табл. 5).
Вся же площадь развития криосферы, по подсчетам К. К. Марко-
ва, равнялась 100 млн км2. Северная Евразия и Северная Америка
Неоднократно покрывались материковыми льдами, а высокогор-
ные ледники всех широт Земли увеличивали свои размеры и вы-
ходили за пределы хребтов.
Наземное оледенение. Число наземных оледенений, особенно
Доплейстоценовых и раннеплейстоценовых, их характер и разме-
ры до настоящего времени точно не установлены. В целом преоб-
ладает мнение о широком и неоднократном развитии в умерен-
ных широтах Земли материковых льдов, возникавших во время
Четвертичных похолоданий. В Европе области питания ледников
307
Таблица5
Объем древних четвертичных ледников и ледниковых покровов
(К. К. Марков и др., 1965)
Тип оледенения Район оледенения Объем льда, тыс. км3 Объем воды, лентный объему лЬДа тыс. км3
Ледниковые покровы Европейский ледниковый щит 7640 7028
Урало-Сибирский ледниковый покров 975 879 '
Северо-Американский (Л аврентийский) ледниковый щит 21175 19480 "
Гренландский ледни- ковый шит (современ- ные размеры) 2700 2480
Итого 32 490 29 867
Горно-долин- ные леднико- вые комплексы Горы северо-востока и юга Азии 2255 2074
Анды и Кордильеры Америки 3540 3255
Горы Африки и Авст- ралии с прилегающи- ми островами 67 61
Итого 5862 5390
Всего 38352 35 257
располагались в Скандинавии, на Британских островах, Кольском
полуострове, котловине Балтийского моря, Полярном Урале и,
возможно, шельфе Баренцева моря. Из районов зарождения лед-
никовые потоки распространялись к югу, юго-западу и юго-вос-
току до 48°30' с. ш. В максимум оледенения их площадь составляла
почти 6 тыс. км2, а толщина льда достигала нескольких километ-
ров. Также отмечались обширные оледенения Альп, Карпат, Кав-
каза и других горных систем Европы.
Имеющийся на сегодня фактический материал свидетельству-
ет об очевидных следах двух-трех раннеплейстоценовых, двух сред-
не плейстоценовых (днепровское, московское и т.д.), одного-ДвУх
позднеплейстоценовых (вюрмское-висла, валдайское) покровнЫх
оледенений Европы с максимальным развитием льдов во вторУ10
половину раннего и в первую половину среднего плейстоцена-
В отличие от Европы наземные оледенения Сибири были л,е'
нее обширны и многочисленны. Впервые это показано П.А. Кр0'
308
оТкиным и И. Д. Черским, а в дальнейшем подчеркивалось мно-
уи исследователями. По-видимому, покровные ледники за Ура-
м возникали только на северо-западе Сибири с центрами оле-
'„енения на Полярном Урале и Среднесибирском плоскогорье.
Характерная их особенность — относительно малая мощность льда.
£Сди для скандинавского покрова мощность льда составляла 2 —
3 км, то для ледников Сибири она была существенно меньше, а в
краевых частях — всего 200 м. Восточная Сибирь вообще не захва-
тывалась покровным оледенением, здесь существовали лишь гор-
ные ледники, местами во время максимумов оледенения выпол-
завшие из хребтов на предгорные равнины.
В горных хребтах районов Тихоокеанского побережья Евразии
(Чукотка, Приморье) отмечаются следы двух позднеплейстоце-
новых и одного (Северное Приохотье) среднеплейстоценового
оледенения. Судя по небольшой мощности моренных отложений,
редко превышающих первые десять метров, горные ледники Си-
бири были относительно маломощными и менее динамичными
по сравнению с горными ледниками Европы. Исключение состав-
ляют лишь высокогорные хребты Алтае-Саянской горной стра-
ны, где мощность моренных накоплений горных ледников места-
ми превышает 200 м (Чуйская котловина Горного Алтая).
Горы Средней Азии не менее 2 — 3 раз испытывали экспансию
горных ледников, однако ледники, по-видимому, не спускались
ниже отметок 1800—1500 м абс. высоты.
Грандиозным было материковое оледенение Северной Амери-
ки. Во время его максимума льды продвигались до 39° с. ш., дости-
гая района Великих озер. В максимум последнего (висконсинско-
го) оледенения средняя толщина льда составляла 2 км.
Покровные оледенения Евразии и Северной Америки, несмотря
на свою грандиозность, были динамичными и относительно ско-
ротечными образованиями. В их развитии отмечаются этапы дли-
тельного накопления льда в центрах оледенения, быстрого крат-
ковременного истечения и стадиального сокращения. Этап актив-
ной экспансии последнего валдайского ледника оценивается в 10—
12 тыс. лет (между 28 и 18—16 тыс. лет назад), примерно столько
Же приходится на время дегляции. Отступание ледника началось
18— 16 тыс. лет назад, через 5 тыс. лет он уменьшился вдвое, а еще
Через 5 тыс. лет скандинавский ледник достиг размеров, близких к
современным. Сходная картина отмечалась и во время деградации
иаврентийского ледникового щита в Северной Америке, дости-
савшего в максимум висконсинского оледенения (около 18 тыс.
JeT назад) площади порядка 12 млн км2. За 5,5 тыс. лет (с 13 до
’5 тыс. лет назад) территория, занятая льдом, сократилась вдвое,
а объем льда — на 75 %.
Плейстоценовые горные ледники, имевшие несравненно мень-
щУю массу льда и степень инерционного развития, отличались
309
еще большей динамикой развития. В отличие от материковых п
кровов севера Евразии и Америки в теплые эпохи горные леди
ки на этих континентах совсем не исчезали, а лишь уменьшали '
в размерах. Большинство исследователей отмечают несоответстш/
максимумов покровных оледенений экстремумам похолодания 6
запаздыванием пика оледенений на 10— 15 тыс. лет. При этом ир0С
должительность запаздывания в первую очередь зависит от разме
ра ледников, определяющих время их реакции на климатические
изменения.
Климатическая обусловленность покровных оледенений рав-
нин Евразии и Северной Америки и низких гор севера Сибири
предопределила относительную одновременность их проявления
во времени. Однако полной синхронности процесса не отмечается
Материалы по позднеплейстоценовому оледенению некоторых
районов Евразии и Северной Америки, наиболее достоверно оха-
рактеризованные радиоуглеродными датировками, показывают
что в тенденции проявления и динамики развития ледников на-
блюдаются разные типы соответствия: синхронность, изохронность
и метахронность. Отмечается совпадение вюрмского оледенения
Альп и последнего материкового оледенения севера Европы.
При сравнении данных по европейскому и сибирскому ледни-
кам выясняется совпадение максимума валдайского оледенения
Русской равнины и сартанского оледенения Сибири.
Усиление атмосферной циркуляции, неоднократно наблюдав-
шееся в плейстоцене, вызывало различный «ледниковый» эффект.
В приатлантических районах Северного полушария оно приводи-
ло к потеплению Арктики и уменьшению ее ледовитое™, а в
Антарктиде — к увеличению масштабов оледенения. С учетом влия-
ния на развитие ледников автоколебательного процесса и мест-
ных условий полное совпадение (синхронность) ледникового про-
цесса в разных районах континентов можно рассматривать скорее
как случайность, нежели как закономерность, особенно по отно-
шению к высокогорным районам.
Кроме общепризнанных климатического и тектонического фак-
торов оледенений, многочисленные случаи несовпадения направ-
ленности и хода развития плейстоценовых ледников, как прави-
ло, в областях покровных оледенений позволяют предполагать
заметное участие в их развитии и других причин, в частности ав-
токолебательного процесса и местных условий (табл. 6).
Степень их влияния различна. Местные условия, к которым а
первую очередь относятся особенности тектонического развития
участка исследования и рельеф, наряду с решающим воздействи-
ем климата (для покровных оледенений) активно влияют на оле-
денение с начала его развития. Воздействие это не ограничивает
ход и специфику одного оледенения, а может быть причиной Ра3'
ного количества оледенений. Процесс саморазвития ледников ПР0'
Таблица 6
Степень возможного воздействия различных факторов на характер
оледенения
Оледенение Фактор
климат геотектоника местные условия саморазвитие
Возникновение М + + + + -
Г + + + + —
Синхронное М + + ? - -
проявление Г + + ? — —
Метахронное М - ? + + +
проявление Г + + + +
Периодичность М + + ? + - + +
Г + + + — +
Примечание. М — материковое оледенение, Г — горное оледенение, + + —
решающее воздействие, + — воздействие.
является позднее, после их зарождения. По-видимому, именно
они наряду с климатическим фактором служат причиной повто-
ряемости (ритмичности, цикличности) оледенений. Это вполне
очевидно для длительно существующих ледников Антарктиды,
Гренландии и высокогорий Евразии. Они же в значительной сте-
пени отвечают и за многообразие типов наземных ледников и раз-
личие хода оледенения.
Подземное оледенение — не менее значительное событие плей-
стоцена, чем покровные и горные ледники. В настоящее время
площадь распространения многолетнемерзлых пород (ММП) со-
ставляет более 50 % площади России. ММП включают большое
разнообразие подземного льда сингенетического и эпигенетиче-
ского происхождения с преобладанием полигонально-жильных
льдов сингенетического типа. Наиболее крупные и мощные зале-
жи их располагаются в низменных равнинах севера Сибири: Яно-
Индигирской, Колымской, Анадырской, на севере Западной
Сибири и т.д., где существовали наиболее благоприятные усло-
вия формирования ММП. Это в первую очередь характер поймен-
«ого режима осадконакопления в пределах опускающейся аллю-
виальной равнины в условиях сурового малоснежного климата.
^МП севера Евразии состоят из одного либо из нескольких гори-
3°йтов мерзлых пород. В северных районах субматерика это обыч-
Но одна мощная толща, расщепляющаяся к югу на несколько го-
ризонтов. Так, на севере в Западной Сибири развит один слой
у*МП мощностью 300 — 400 м, а южнее 63° с. ш. — два слоя, из
°т°Рых нижний реликтовый. Максимальная мощность ММП Си-
it
бири (около 1500 м) установлена в бассейне Вилюя. ММП щи„
ко развиты в Северной Америке, где занимают около половик
площади Канады, максимальная мощность их — около 400 м. Ь|
Следы древнего подземного оледенения имеют еще больщу
площадь распространения. Причем в Евразии основное увеличе
ние площади мерзлоты происходило за счет европейской части
субматерика, на западе древнее подземное оледенение достигал
Англии, а на юге — побережья Азовского моря. В Западной Сиби-
ри южная граница ММП в максимум похолодания доходила д0
55 — 56° с. ш., а отдельными островами и южнее. Во время межлед-
никовий на Русской равнине ММП, по-видимому, почти полно-
стью исчезали. В Западной Сибири мерзлота мигрировала к северу
за 65° с. ш. В Якутии и на северо-востоке изменения ММП по пло-
щади, вероятно, были наименьшими. Следовательно, как в со-
временном распределении подземного оледенения, так и в дина-
мике его исторического развития намечается четкая зональность.
Русская равнина — это район активного проявления подземного
оледенения, во время похолоданий охватывавшего огромные тер-
ритории и исчезавшего в межледниковья. Противоположная кар-
тина отмечалась в Восточной Сибири, где феномен ММП отно-
сительно постоянен. Промежуточный район — Западная Сибирь.
Именно здесь широко развиты многослойные ММП, свидетель-
ствующие о миграции мерзлоты, а не об ее исчезновении.
В Северной Америке площадь древнего оледенения примерно в
два раза превышала размеры современного распространения ММП
и захватывала обширные территории в бассейне Миссисипи, райо-
не Великих озер и даже Атлантического и Тихоокеанского побе-
режий.
Представления о времени появления ММП и динамике их раз-
вития разноречивы. По-видимому, возникновение ММП произош-
ло не позднее плейстоцена, а возможно и раньше, в конце плио-
цена, когда на севере Европы и Сибири образовались первые по-
кровные ледники, формировавшие вокруг себя поля ММП. В это
время на северо-востоке Азии оформились тундровые ландшаф-
ты, а климат был сухим и холодным. Однако несомненно и то,
что широкое распространение ММП получили со второй полови-
ны плейстоцена, когда полностью оформились типично плейсто-
ценовые черты характера.
Интересен вопрос о соотношении наземного и подземного
оледенений. К. К. Марков отметил, что покровное оледенение и
мерзлота — антагонисты. Доказательством этого служили теоретй'
ческие расчеты об отсутствии мерзлоты под ледниками и Фа1СГ
несовпадения районов широкого распространения наземного 11
подземного оледенений в Европе и Восточной Сибири. В настой'
щее время получены данные, существенно уточняющие вопрос
взаимоотношении этих двух типов оледенения. Так, установлен
зп
трИйательная температура ледникового ложа Гренландии, ледя-
°ой панцирь которой пробурен скважинами. Расчетами темпера-
JLpHBix полей ледников Антарктиды показана возможность очень
рльного промерзания (до 30 °C) пород в основании ледника. Не-
совпаяение районов максимального развития материкового и под-
земного оледенений можно объяснить не столько антагонизмом,
сколько различием причин, вызывающих их появление. Для обра-
зования ММП благоприятны низкая температура воздуха, малое
количество осадков и резкая континентальность климата, а для
формирования ледников кроме отрицательной температуры возду-
ха необходимо также значительное количество твердых осадков.
Климатические различия в плейстоцене Европы и Восточной
Сибири были столь существенны, что обусловили разные типы
господствующих там оледенений. Следовательно, строгого анта-
гонизма между наземным и подземным оледенениями, по-види-
мому, нет. Обе эти формы оледенения могут существовать вместе.
Причем возможны различные их сочетания: приход ледника на
мерзлые грунты, промерзание ложа ледника под действием его
отрицательных температур, возникновение мерзлоты перед фрон-
том ледника. Вероятно, в одних случаях (эпохи нарастающего по-
холодания) ледник по своим теплоизоляционным свойствам мо-
жет препятствовать глубокому промерзанию грунтов (частичный
антагонизм), а в других (эпоха нарастающего потепления) — кон-
сервировать мерзлоту. Следует заметить, что большая мобильность
наземных ледников позволяет им проникнуть в районы с суще-
ственно иными климатическими условиями, чем те, которые тре-
буются для возникновения этого типа оледенения. Для подземно-
го оледенения это исключено, что и служит одной из причин
несовпадения наземного и подземного оледенений севера Евра-
зии, где в плейстоцене отмечается одна сложная эпоха подземно-
го оледенения и несколько эпох наземного. Возможны и другие
соотношения оледенений. Скажем, похолодание на юге Сибири
могло привести к возникновению подземного оледенения, но
исключало наземное. По-видимому, на Русской равнине отмеча-
лись случаи временного совпадения эпох наземного и подземного
°леденений, когда похолодания приводили к возникновению по-
кровных ледников и ММП.
Морское оледенение. По появлению в океанических осадках мате-
риала айсбергов, резкому снижению содержания СаСО3 и появ-
лению холодолюбивых организмов определяют древность и масш-
табность оледенения океана. Максимум площади его оледенения
с°ставлял около 25 млн км2. В Северной Атлантике льды появи-
лись около 3 млн лет назад и проникали до 30° с. ш., в северной
Части Тихого океана — около 1 — 1,2 млн лет назад. Следы оледе-
нения Ледовитого океана отмечаются еще раньше — 3,5—4 млн
Лет назад. Учитывая меньшую теплоемкость суши, по-видимому,
следует ожидать, что оледенение Ледовитого океана произощЛо 6
эпоху низкого стояния его уровня, а ядрами оледенения служиЛ(}
арктические острова. Это были острова канадского архипелага и
север Гренландии. В дальнейшем льды появились и в центральны^
частях арктического бассейна у северо-восточных берегов Азиат,
ского материка. Вероятное распространение тундр по побережью
Ледовитого океана в конце плиоцена косвенно указывает на то
что уже в это время океан был покрыт льдами. Оледенение аркти-
ческого бассейна как следствие общепланетарного снижения тем-
пературы сыграло особенно большую роль в изменении природы
прибрежных районов севера Евразии. Так, именно положением
между двумя ледовыми бассейнами Чукотского и Берингова мо-
рей, по-видимому, объясняется раннее появление на Чукотке
гипоарктических ландшафтов.
Одна из впечатляющих форм оледенения океана — шельфовые
ледники. В настоящее время единственную форму такого типа лед-
ников представляет западно-антарктический шельфовый ледник
площадью 1,24 млн км2. В плейстоцене он не менее четырех раз
расширялся и соответствующее число раз сокращался, пульсируя
синхронно с колебаниями климата Северного полушария. По-ви-
димому, не менее крупными были оледенения шельфа арктиче-
ских морей. По представлению М.Г.Гросвальда, в плейстоцене
здесь существовал огромный панарктический ледяной покров пло-
щадью около 36 млн км2, из которых 8,6 км2 приходилось на пла-
вучие ледники шельфов. Покров состоял из Евроазиатского и Се-
веро-Американского ледниковых щитов, спаянных плавучими лед-
никами шельфов Арктического и Гренландского бассейнов. В на-
стоящее время гипотезе столь обширного оледенения шельфа ар-
ктических морей недостает фактологической основы, поскольку
значительная часть доказательств ее справедливости истолковы-
вается неоднозначно. Особенно это касается представлений о мак-
симальной мощности льда под участками шельфа и его растека-
нием в сторону материковой суши. Скорее правы исследователи,
отмечающие возможность наползания материковых льдов на при-
брежные участки шельфа арктических морей, как это происходит
в настоящее время в Антарктиде. Изменение ледовитости океана в
плейстоцене имело колебательный характер, а возможно, и не
было строго одновременным. На это указывают данные асинхрон-
ного изменения температуры вод Тихого и Атлантического океа-
нов в плейстоцене. В Арктическом бассейне вариации изменения
ледовой обстановки, по-видимому, были не очень значительнь1'
ми, в то время как южная граница распространения льдов в Ат-
лантике и Тихом океане менялась более существенно, где состав-
ляла 1500—1600 и 1600—1800 км соответственно.
Учитывая установленную связь между колебаниями климата В
историческое время и ледовитостью арктического бассейна, И0'
Э 1 л
идимому, в целом следует предполагать совпадение похолода-
йрЙ климата с эпохами увеличения ледовитости океана и в бо-
ее отдаленные эпохи плейстоцена. Что же касается взаимоотно-
шения оледенений материков и океанов, то здесь положение
стюжнее. С одной стороны, существовал антагонизм, когда мор-
ское оледенение, подавляя испарение, сдерживало наземное оле-
денение, однако отмечались и факты совпадения материковых
оледенений с эпохами наибольшей ледовитости океана (Запад-
ная Сибирь, Чукотка). Это позволяет предположить, что влия-
ние ледовитости океана на ход материкового оледенения может
быть двойственным. Когда климат в прибрежных районах доста-
точно влажный и для возникновения там ледников достаточно
похолодания, оледенение океана стимулирует появление назем-
ного оледенения. И напротив, в условиях сухого климата его по-
холодание, возможно, сдерживает возникновение наземного оле-
денения.
Итак, из вышеизложенного можно сделать следующие выводы.
1. В новейшей истории Земли отмечается несоответствие коли-
чества похолоданий числу оледенений. Так, существенное похо-
лодание климата крайнего северо-востока Азии произошло в конце
плиоцена, когда там появились тундры, в то же время первые
следы оледенения Восточной Сибири известны лишь со среднего
плейстоцена. По изотопии донных осадков Атлантического океа-
на для последних 400 тыс. лет установлено 8 крупных похолода-
ний, каждое продолжительностью 40—50 тыс. лет. Однако в уме-
ренных широтах Земли за этот отрезок ледники появлялись реже
(3—6 раз). Таким образом, не всякое похолодание климата при-
водит к оледенению.
2. В плейстоцене в средних и высоких широтах Земли отмечает-
ся неодинаковое количество следов наземных, подземных и мор-
ских оледенений.
3. Степень совпадения оледенений по времени, характеру и тен-
денции развития была неодинаковой: метахронной, изохронной
И синхронной.
4. В разных конкретных условиях оледенения могли подавлять
ДРУГ друга либо стимулировать развитие.
5. Первопричина оледенения — направленное похолодание кли-
мата в плейстоцене, в целом осуществлявшееся синхронно. Одна-
По вследствие различного взаимоотношения разных типов оледе-
нений, процессов саморазвития и местных условий характер оле-
денений был неодинаков. С учетом этих обстоятельств вероятность
Полного синхронного проявления оледенений в разных регионах
сУбматерика — событие труднореализуемое.
6. Чем дальше к югу в Северной Евразии и Северной Америке
Располагались оледенения, тем мобильнее и с большими мигра-
циями в меридиональном направлении они протекали.
315
7. Из разных типов оледенений для плейстоцена наиболее Ха
рактерно подземное, особенно широко проявившееся в После»'
ние 0,3 млн лет.
8. Критические (переломные) моменты развития разных тигю
оледенений наступали не строго одновременно. Морское оледеце
ние, начавшееся с неогена, в арктическом бассейне достигло куль
минации в конце среднего — позднем плейстоцене. Максиму^
покровного оледенения приходится на ранний (донское) либо
средний плейстоцен — эпохи днепровского, самаровского и ил-
линойского оледенений. В это время на востоке Сибири широкое
развитие получает многолетняя мерзлота. На Русской равнине ее
максимум отмечался позднее — в конце плейстоцена.
Колебания уровня океана
В плейстоцене отмечались неоднократные разноамплитудные
колебания уровня океана (рис. 62). Они установлены из анализа
гипсометрии морских террас на побережьях и затопленных бере-
говых линий на шельфе морей по данным хронологии морских
осадков и по расчетам водного баланса ледниковых и межледни-
ковых эпох.
В плейстоцене продолжается теократическое (т.е. обусловлен-
ное тектоническими опусканиями океанического дна) пониже-
ние уровня Мирового океана, начавшееся с палеогена и оценивае-
Тыс. лет
Рис. 62. Изменение уровня океана в плейстоцене (Р. К.Клиге и др., 1998)-
1 — Р. Фейрбриджа; 2 — Д. Каррея; 3 — Ф. Цейнера; 4 — X. Накагава;
5— П.А. Каплина
316
е в 830 м. Скорость регрессии в это время составляла 0,1 м в
^сячу лет. К концу плиоцена уровень океана лишь незначительно
т евышал свое современное положение (около +10 м). Размах ко-
ебаний уровня океана в плейстоцене, установленный по мор-
гким террасам и затопленным береговым линиям шельфа, состав-
лял Д° 400 м, а высокий уровень океана, близкий нынешнему, за
последние 400 тыс. лет отмечался около 10 раз. Благодаря массово-
му радиоуглеродному датированию морских отложений наиболее
хорошо изучено положение уровня океана в эпоху послеледнико-
вой трансгрессии. Вначале ее уровень океана находился на отмет-
ках около 100 м, 15 тыс. лет назад — около 80, 10 тыс. лет назад —
около 30, 8 тыс. лет назад — около 20 м и приблизительно 3,5 тыс.
дет назад он стал близким к современному либо несколько пре-
вышал его.
Прибрежные районы материков сохранили многочисленные
следы неоднократного высокого стояния океана. Особенно глубо-
ко (300—500 км) море проникало на север Сибири между Пай-
Хоем и Енисейской губой, где морские плейстоценовые отложе-
ния образуют обширное поле площадью около 1 млн км2. В Каре-
лии морские отложения развиты до абсолютных отметок 200 м. На
северо-востоке Азии море заливало прибрежные районы Анадыр-
ской, Крестовской и Валькарайской низменностей. Не менее гран-
диозные события происходили в эпохи регрессий, когда уровень
океана понижался на 100 м и более, осушались огромные площа-
ди шельфа Северного Ледовитого океана, прорезанные многочис-
ленными долинами сибирских прарек, и существовал обширный
сухопутный мост между Чукоткой и Аляской, где располагался бе-
рингийский континентальный массив. Не функционировали Берин-
гов и Татарский проливы. Японское море представляло полуизоли-
рованный водоем, а о. Сахалин становился полуостровом.
В экваториальных и тропических районах океана атоллы
осушались и превращались в обширные низменные известко-
вые острова.
Интересен вопрос о временном соотношении эпох высокого и
низкого стояния океана с климатическими и ледниковыми собы-
тиями. С одной стороны, многочисленные материалы по матери-
ковому шельфу и океаническим островам свидетельствуют о со-
впадении трансгрессий океана с межледниковыми эпохами, а
Регрессий — с оледенениями. С другой стороны, для всего севера
евроазиатского субконтинента очевиден факт синхронного суще-
ствования наземного оледенения и высокого стояния уровня моря
в ереднем плейстоцене.
Несомненно, что трансгрессии, четко совпадавшие с межлед-
иковыми эпохами, были обусловлены поступлением талых вод
СДйиков суши. Наилучшим примером служит земская (бореаль-
а*) трансгрессия, отмечавшаяся в теплую межледниковую эпо-
317
ху начала позднего плейстоцена (около 120 — 80 тыс. лет назад\
Достоверно установленные для среднего плейстоцена трансгрев
сии севера Сибири, синхронные оледенениям, во многом обяза"
ны изостатическим нагрузкам ледников на свое ложе, котор0'
прогибалось и заливалось водами океана. Однако заметная изоста
зия, по-видимому, могла возникать только под воздействием Ма
териковых и мощных горных ледников. Например, маломощные
ледники Восточной Сибири не могли оказывать существенное дав.
ление на астеносферу (вязкую оболочку земной коры). Причина-
ми изменения уровня океана служат гидрометеорологические, кос-
мические, приливообразующие и тектонические факторы; коле-
бания периода вращения Земли и ее оси; эволюция термики пла-
неты; изменение объема вод и осадков и т.д. Установлены круп-
ные локальные деформации современного уровня океана, свя-
занные с гравитационными аномалиями океанического дна. Из-
менение уровня океана в разных его частях во время поступления
талых вод ледников происходит неодновременно с разницей в
несколько метров. В масштабе плейстоцена весьма существенны
тектонический (теократический), гляциоэвстатический и гляцио-
изостатический факторы изменения уровня моря. Именно ими
обусловлена общая регрессивная тенденция уровня океана в плей-
стоцене. Колебательный режим изменения уровня моря не что
иное, как результат сложения гармонии колебаний разного про-
исхождения, различно соотносившихся друг с другом по знаку,
темпам и времени развития.
Резкие колебания уровня в плейстоцене испытывали и круп-
ные внутриконтинентальные водоемы, изолированные от океана.
При этом изменения их уровня были в основном связаны с гид-
рометеорологическими причинами и по отношению к колебани-
ям уровня океана могли быть самыми разными. Например, для
крупнейшего внутреннего водоема Земли Каспия достоверно ус-
тановлена обратная корреляционная связь (коэффициент 0,92):
периоды сокращения площади позднеплейстоценового Каспия
совпадают с подъемом уровня океана. Для более древних и более
продолжительных эпох эти соотношения различны. Так, предхва-
лынская регрессия Каспия частично захватывает эпоху бореаль-
ной трансгрессии океана, хвалынская трансгрессия падает на время
низкого стояния уровня океана в последнюю ледниковую эпоху,
а раннехазарское море совпадает с концом ямальской трансгрес-
сии на севере Западной Сибири.
Итак, можно сделать следующие выводы: 1. В плейстоцене со-
храняется общая регрессивная тенденция изменения уровня океа-
на, начавшаяся с палеогена. 2. Отмечается различное соотноШе'
ние между колебаниями уровня океана, материковыми оледеН^
ниями, изменениями климата и тенденцией развития внутрикой
тинентальных бассейнов (Каспия). 3. Колебания уровня океана
318
ейстоцене и в более древних эпохах, по-видимому, отличаются
Существенно большим участием гляциостатического и гляциоэв-
тцческого факторов в плейстоцене и, как следствие, более слож-
с до ходом изменения уровня океана. 4. Эпохи крупных (перелом-
ных) изменений уровня морей средних и высоких широт Земли
связаны с дополнительным, совпадающим по знаку воздействи-
ем на тектонику шельфа материковых оледенений.
Растительность и фауна
Эволюция растительного покрова и фауны в плейстоцене, как
л в более древние эпохи, в отличие от развития неорганической
природы характеризуется неповторимостью.
В эволюции растительности высоких и умеренных широт Зем-
ли проявляется общая тенденция, заключающаяся в последова-
тельном исчезновении или существенном сокращении термофиль-
ных и экзотических элементов, в постепенном усилении роли
бореальной, аркто-бореальной и арктической (на севере) плей-
стоценовой растительности. Решающими в возникновении расти-
тельности современного типа были климатические изменения, в
первую очередь похолодание, заметно проявившееся с конца па-
леогена. В результате тропические леса полтавской флоры Русской
равнины отступили к западу под давлением умеренных лесов тур-
гайского типа Сибири и Дальнего Востока.
Формирование растительности современного облика Евразии
в основных чертах завершилось уже к плиоцену, когда появились
степи Русской равнины, Южного Приуралья, Западного Казах-
стана и юга Западной Сибири, сибирская тайга и лесотундра.
По подсчетам В.П.Гричука, в неогене киммерийская флора
Русской равнины включала 37 % исчезнувших видов и 28 % тер-
мофильных экзотов, акчагыльская — соответственно 15 и 18 % и
апшеронская — 14и 12%, ав плейстоцене лихвинская флора —
только 2 % вымерших и 12 % термофильных экзотов. В начале позд-
него плейстоцена микулинская флора уже не содержит остатков
вымерших видов и только 5 % экзотов. Флора Западной Сибири
2,5—2 млн лет назад на 65% состояла из современных видов, а
1>8-~ 1 млн лет назад — уже на 84 %. В начале плейстоцена из со-
става флор Восточной Сибири полностью исчезают тропические
и сУбтропические виды и ведущее положение занимают голаркти-
ческие евроазиатские формы. Эволюция растительности Тянь-Шаня
включается в деградации лесного пояса гор за счет сокращения
Р°ли терморальной и бореальной лесной растительности и после-
довательного увеличения площадей, занятых пустынно-степны-
ч Формациями. На юге Дальнего Востока в плейстоцене широ-
лиственные леса тургайского типа сменяются таежной бореаль-
й Растительностью. К концу раннего плейстоцена исчезает рас-
319
тительность субтропического и субсредиземноморского происхо^
дения.
Эволюция растительности тропического и экваториальц0г
поясов в плейстоцене была незначительна, и по существу четвеп°
тичная флора по составу мало отличается от неогеновой.
В развитии этапов эволюции современной растительности,
рактере и времени ее появления в разных районах материков'
мечаются существенные различия, в первую очередь обусловленные
климатическими причинами и местными условиями. Среди бота-
нико-географических областей Северной Евразии наиболее древ.
ней — палеогеновой — является дальневосточная широколиствен,
но-лесная область, позднемиоценовый-раннеплиоценовый возраст
имеет европейская широколиственно-лесная область, формиро-
вание евроазиатской хвойно-лесной области относится к концу
плиоцена, а арктической тундровой области — к плейстоцену.
В зависимости от колебаний климата в плейстоцене характер
изменений состава флор сильно варьировал. Например, на Рус-
ской равнине эпизодически появлявшиеся перед материковыми
льдами перигляциальные ландшафты были относительно близки-
ми между собой по типу растительности. Здесь господствовала ле-
сотундра, а преобладающим типом лесной растительности были
березово-сосновые редколесья. В районе Приобского плато и При-
азовья в плейстоцене происходила неоднократная смена расти-
тельности сухих степей, увлажненных лесостепей, мелколиствен-
ных и хвойных лесов.
Наибольшие изменения растительности связаны с чередова-
нием ледниковых и межледниковых эпох. Причем состав расти-
тельности и ее зональность в период межледниковий более разно-
образны, чем в период ледниковых эпох. Во время плейстоцено-
вых оледенений отмечалось существенное смещение раститель-
ных зон к югу, уменьшение и исчезновение теплолюбивых форм,
возникновение зоны перигляциальной растительности. Наиболее
четко это проявилось на Русской равнине, менее — в Сибири и
несколько иначе на северо-востоке, где растительные ландшафты
отличались от европейских.
В эпохи похолоданий в районах покровных оледенений в раз-
витии растительности устанавливается двухфазность либо трех-
фазность. Во время первой фазы — в начале оледенения — расти-
тельность имела комплексный характер: леса, степи и болота. Втора51
фаза, совпадающая с максимумом оледенения, характеризовалась
резким сокращением лесной растительности и преобладание*1
травянистых группировок ксерофитного типа. Причем интересы0’
что на Русской равнине максимальное обезлесивание территорИ11,
смежной с покровными ледниками, отмечается не во время боЯ^
крупного оледенения в среднем плейстоцене, а во время боЛе
«скромного» оледенения в позднем плейстоцене. Характерны*
т11цом ландшафтов в приледниковых районах были тундро-степи
перигляциальные степи.
Более заметные региональные различия в растительном покрове
отмечаются во время межледниковий. Например, в начале позднего
плейстоцена на Русской равнине существовали широколиственные
и Хвойно-широколиственные леса, за Уралом господствовала тем-
нохвойная тайга с примесью наиболее холодостойких широколи-
ственных пород, далее на восток, в Якутии, были развиты разре-
шенные лиственничные леса с участками степей, а на Чукотке —
кустарничковая тундра с интразональными мелколиственными и
лиственными лесами по долинам рек. Следовательно, наиболее
динамичные и контрастные изменения растительности в плей-
стоцене происходили в районах материковых оледенений, что,
очевидно, связано с глубиной и контрастом климатических пре-
образований.
Можно сделать следующее заключение: 1. Несмотря на близкий
состав флор неогена и плейстоцена умеренных широт Земли, рас-
тительность этих периодов существенно отличается, поскольку в
плейстоцене она обедняется термофильными элементами за счет
резкого преобладания автохтонной холодолюбивой растительности.
2. Направленный эволюционный процесс изменения растительно-
сти осуществлялся неравномерно как во времени, так и в про-
странстве, следствием чего явилась разновременность формирова-
ния современных растительных зон материков. 3. Отмечается суще-
ственное различие в развитии растительности районов покровного
оледенения и территорий, где ледники отсутствовали. 4. Широтная
зональность, существовавшая в неогене, в плейстоцене стала иной
и более контрастной. 5. Значительное отличие плейстоценовой рас-
тительности высоких и умеренных широт Земли от предшеству-
ющей неогеновой заключается в широком развитии так называемой
перигляциальной флоры, сочетавшей холодолюбивые и ксерофит-
ные элементы, а также растения тундры и темнохвойной тайги.
В отличие от растительности эволюция фауны в плейстоцене
протекала существенно быстрее. И если изменения растительных
ассоциаций в последний геологический период связаны в основ-
ном с миграцией флоры, то для фауны типичен и второй путь:
Посредством филогенетического развития.
Скорость формирования фаунистических комплексов и обра-
зования новых таксонов для разных групп животных сильно раз-
личается. Наиболее быстрые темпы эволюционного развития в
Плейстоцене, как и во всем кайнозое, отмечаются для млекопи-
ТаЮщих. Появление новых видов слонов, медведей и носорогов
Примерно оценивается за период в 500 тыс. лет. Для некоторых
РУпп млекопитающих в неоген-плейстоцене установлены четкие
филогенетические ряды, особенно хорошо изученные на мелких,
ТаЮке на крупных млекопитающих — слонах, лошадях и бизо-
11 с»
'“Виточ
3?1
нах, и имеющие важное стратиграфическое и палеогеографу
ское значение. Так, в плейстоцене среди слоновых последовать
но сменяли друг друга трогонтериевый слон, слон хазарски^'
мамонт раннего и позднего типов. и
Основное отличие плейстоценовой фауны высоких и умере
ных широт Земли от неогеновой — широкое распространение х0
лодолюбивых комплексов животных. Однако эта группа оргацИз
мов появилась задолго до плейстоцена и, по-видимому, не одц0'
временно в разных частях материков.
Развитие микрофауны и моллюсков в плейстоцене протекало
более спокойно, эволюционные различия почти незаметны а
фаунистические комплексы формировались преимущественно'за
счет миграционных связей.
Типичные тундровые обитатели лемминги в фаунах Северной
Америки и Евразии появились в плиоцене. В Европе в это время
уже распространились северный олень и овцебык. Однако широкое
расселение наиболее типичного представителя холодолюбивого
комплекса млекопитающих — перигляциальной фауны — произош-
ло в плейстоцене, причем, по-видимому, не ранее его середины.
К ним относятся мамонт, волосатый носорог, гигантский олень,
короткорогий бизон, овцебык, северный олень, песец и леммин-
ги. Ареалы распространения этих животных были очень больши-
ми: от Испании и Италии до северо-востока Азии. В Северной
Евразии наиболее широкое развитие перигляциальной фауны от-
мечается во время последнего позднеплейстоценового похолода-
ния, во время которого такие тундровые формы, как полярный
заяц, песец и полярная куропатка, достигали Крыма.
Большое значение в развитии фауны имеют «экологические
кризисы», во время которых исчезают целые группы животных,
освобождаются экологические ниши, осваиваемые новыми фау-
нистическими комплексами. Грандиозный экологический кризис
фауны крупных млекопитающих отмечается в умеренных и высо-
ких широтах Земли в конце плейстоцена (рис. 63). В это время в
Европе исчезли мамонт, овцебык, волосатый носорог, болыпе-
рогий олень, пещерный медведь, лев и гиена. В Северной Амери-
ке вымерли мастодонт, мамонт, верблюд, лошадь, тапир. В этот
период погибло не менее 200 видов животных.
Итак, в развитии фауны плейстоцена отмечается следуюШее-
1. Неповторимость эволюционного развития различных грУ1”1
организмов, заключающаяся в постоянном вымирании и сокру-
шении ареалов теплолюбивых животных, возникновении и РаС"
ширении распространения видов умеренных и северных шир°т'
Основное отличие плейстоценовых групп животных от неогеНО'
вых — массовое появление и широкое расселение в умереннь
широтах Земли холодолюбивой (перигляциальной) фауны. 2. Не°
динаковые темпы эволюции и миграции разных групп животий- •
Рис. 63. Животные, вымершие в ледниковый период
высоких широтах (Б. Джон и др., 1982)
в умеренных и
3. Эволюционное оформление большой группы холодолюбивых
организмов. Вследствие изменения климатов и типов ландшафтов
отмечается определенная периодичность появления разных комп-
лексов фауны, каждый из которых отличен от смежных однотип-
ных групп животных.
Хотя изменения природы плейстоцена в ходе эволюции про-
исходили на всей планете, однако наиболее явственно они про-
явились на суше умеренных широт, где отмечались: 1) глубокое
преобразование географической оболочки неогенового времени;
2) всеобщее похолодание и усиление континентальности клима-
та; 3) перестройка географических зон, усиление их контрастно-
сти; появление новых типов ландшафтов, обусловленных похоло-
данием климата, увеличение дисгармонии в развитии крупных
Регионов (например, между европейской и восточно-сибирской
частями Евразии); 4) широкое распространение разных типов
оледенения; 5) формирование современного рельефа; 6) распро-
странение парагенетического ряда отложений: ледниковых—пе-
ригляциальных—лессовых; 7) ускоренная эволюция раститель-
ности, животного мира, массовые появления и широкое расселе-
Ние перигляциальных форм флоры и фауны.
11.3. Особенности палеогеографии плейстоцена
9сн°вные черты. В плейстоцене продолжался общий необрати-
1и процесс эволюции природы Земли и ее отдельных компо-
стов. Судя по развитию основных факторов, определяющих ход
323
природных процессов, — тектонического и климатического
также других компонентов для процесса в целом были характеп’ а
повсеместность, дифференцированность, направленность, Ко Ь|
бательность и хронологическое разнообразие (полихронност С
Повсеместным и дифференцированным было проявление раз(1 ’
образных по форме и интенсивности тектонических движений
также похолодание климата, обусловившее появление феномене?
наземного, подземного и морского оледенения. Похолодание про
явилось с разной интенсивностью. На Русской равнине падение
среднегодовых температур оценивается от +8,5 °C в раннем плей
стоцене до -6 °C в валдайскую эпоху позднего плейстоцена, на
востоке Сибири с -3 °C в раннем плейстоцене до -16 °C в позднем
плейстоцене. Колебательный характер климатического процесса
выражался в последовательной смене холодных эпох более теплы-
ми, сухих — более влажными. Причем эпохи часто были неравны
по продолжительности, а соотношения температурных колебаний
и осадков — самыми различными. Среди основных характеристик
(параметров) климата — температуры и влажности — более важ-
ная роль в воздействии на природный процесс в умеренных и
высоких широтах Земли принадлежит термической составляющей.
Похолодание климата, обусловленное изменением прихода тепла
на Землю в сторону его уменьшения, — главная причина возник-
новения обширного ледникового покрова на материках и в океа-
не, отражавшего значительную часть лучистой энергии Солнца.
В свою очередь это еще более сократило поступление тепла в вы-
сокоширотные районы Земли и усилило процесс похолодания и
континентальность климата. Помимо оледенений результатом кли-
матических изменений явились: 1) развитие нового типа природ-
ной зональности — широкое распространение в умеренных и вы-
соких широтах Земли арктической и тундровой зон; 2) появление
особого «перигляциального» типа осадконакопления (леднико-
вые—перигляциальные—лессовые); 3) гляциоэвстатические из-
менения уровня океана; 4) преобразование флоры и фауны, воз-
никновение перигляциальных групп животных и растений.
В субтропических районах резко возрастает влияние на природу
изменения характера увлажнения. В результате появления аридных
эпох здесь отмечались грандиозные преобразования — от влажных
тропических лесов до сухих саванн и безводных пустынь.
Направленность природного процесса заключалась не только в
его неповторимости, но также в том, что преобразовывались вс®
компоненты природы в соответствии с общим ходом прироДН°г°
процесса и его главных составляющих — тектонического и клиМа
тического. Причем скорость реакции разных компонентов и вре1^
перестройки были неодинаковы. Так, быстрая реакция фауны
климатические изменения сопровождалась продолжительными
десятки-сотни тысяч лет и более — преобразованиями биоло
324
ских объектов вследствие их разных особенностей и возможно-
Ч!6Й адаптации. Напротив, реакция таких компонентов и процес-
с в как рельеф, оледенение, осадконакопление, вследствие инер-
с,(0’нных факторов не столь быстро изменяют ход природного про-
цесса, однако время приспособления к новому режиму было ме-
jec длительным. Например, формирование современного облика
побережий океана заняло последние 5 — 6 тыс. лет.
Р плейстоцене отмечалось ускорение общего природного про-
цесса. Усилились интенсивность и дифференциация развития по-
чТи всех процессов и компонентов природы, что было одной из
основных особенностей палеогеографии четвертичного периода,
усиление темпов похолодания климата в плейстоцене оценивает-
ся в десятки и сотни раз. Отличия природного процесса плейсто-
цена от неогенового разнообразны и наблюдаются среди всех ком-
понентов природы. Это и усиление темпов развития (климат, релье-
фообразование), масштабность проявления процесса (гляциоизо-
стазия, гляциоэвстатика, разные типы оледенения и осадкона-
копления) и его дифференциация (тектоническая, климатиче-
ская и ландшафтная зональность и т.д.). Для плейстоцена в значи-
тельной степени характерны зональность (появление зон тундры
и лиственничной тайги), ассоциации перигляциальной флоры и
фауны, подземное оледенение.
Отличительная черта плейстоцена — его незавершенность как
геологического периода. Действительно, плейстоцен как эпоха
нового качественного состояния геолого-географической оболоч-
ки Земли начался около 1 млн лет назад и, если учитывать дли-
тельность более ранних ледниковых эпох планеты и продолжи-
тельность предшествующих геологических этапов, продлится еще
несколько десятков миллионов лет.
Плейстоцен — это эпоха обострения индивидуальных отличий.
Природный процесс плейстоцена, тесно связанный с зональным
поступлением лучистой энергии Солнца, значительно изменился
под влиянием общих и местных географических факторов. В Евра-
зии это в первую очередь относится к дисгармонии палеогеогра-
фического развития Европы и Восточной Сибири, впервые под-
черкнутое А. И. Воейковым 150 лет назад. Еще в плиоцене между
этими регионами не отмечалось столь резких ландшафтных разли-
чий, как в плейстоцене. На северо-востоке Евразии располагались
дойные леса с участием широколиственных элементов, среднеме-
сячная температура самого холодного месяца не опускалась ниже
С при годовой сумме осадков более 600 мм. Север европей-
кой части России, Средняя и Южная Сибирь были заняты сте-
ями и степями-саваннами, а Русская равнина и юг Западной
Ибири — смешанными хвойно-широколиственными лесами;
РеДНемесячные температуры января были положительными, а
°личество осадков не менее 1000 мм.
325
В плейстоцене обостряются зональное и региональное раз.пц
чия. На Русской равнине в максимум плейстоценового похолода'
ния располагались тундростепи, среднеиюльские температур^
воздуха составляли 2 — 6 °C, а среднегодовое количество осадков '
100—300 мм. В Центральной Якутии в эту эпоху существовали ра7
реженные лиственничные леса, среднеиюльские температур^
равнялись 13 —16 °C при годовом количестве осадков 100—250^
В максимум потепления на Русской равнине произрастали шир0.
колиственные леса, среднеиюльские температуры достигали 18^
22 °C при 500— 1000 мм осадков в год. В Якутии в это время были
развиты смешанные леса, среднеиюльские температуры состав-
ляли 15 —19 °C, а осадков было около 250—400 мм в год.
Дисгармония палеогеографического развития запада и востока
Евразии отразилась и в темпах преобразования природы. В евро-
пейском регионе скорость и масштабы природных преобразова-
ний были существенно выше, чем на востоке Сибири, хотя гене-
ральная тенденция изменения природы плейстоцена — похолода-
ние со всей совокупностью последующих преобразований — в
первую очередь проявилась на востоке субматерика.
В целом плейстоцен характеризуется усилением разнообразия
природного процесса — обострением индивидуальных отличий в
развитии отдельных компонентов природы, дисгармонией в эво-
люции ландшафтов.
Основное отличие плейстоцена от предшествующего геологи-
ческого периода, как и вообще любой геологической эпохи, -
неповторимость его природы в целом во всей совокупности при-
родных процессов, компонентов, объектов и т.д. Это ярко выра-
жается в типе природной зональности, характере рельефа, «набо-
ре» осадочных формаций и особенно во флоре и фауне, эволюци-
онное развитие которых сугубо специфично.
Элементы саморазвития. Под саморазвитием понимается направ-
ленное и необратимое самопроизвольное изменение системы,
обусловленное внутренними причинами. Наиболее четко самораз-
витие осуществляется в сложных системах с высоким уровнем
специализации и автономности. Несомненно, велика роль элемен-
тов саморазвития в эволюции природы, ее компонентов и про-
цессов. В разной степени они проявляются у большинства компО'
нентов природы и, в частности, в развитии климатов и оледенб'
ний, водоемов и речных систем, ландшафтов и особенно на раз'
ных уровнях биологических систем.
После работ Ф. Пашингера, отмечавшего, что чередование леД'
никовий и межледниковий имеет автоколебательный характер’
появилось много гипотез, объясняющих цикличность колебанИ9
климата и оледенений автоколебательными процессами.
М. В. Тронов на примере Алтая показал, что оледенение гор ее ,
особый саморазвивающийся процесс, прямо не подчиненный кЛ11
326
аТу, а часто и не согласующийся с ним. В эволюции наиболее
четК° черты саморазвития проявляются в таких сложно устроенных
замкнутых системах, как организмы на уровне от живой клетки до
^оценоза. Они выражаются в процессах самоорганизации. В эволю-
ций живой природы саморазвитие связано с целесообразностью и
сопровождается необратимыми изменениями организмов и их со-
обществ. В целом значение элементов саморазвития в природном
нроцессе еще изучено недостаточно, во многом неясно и зачастую
недооценивается либо прямо игнорируется исследователями, при-
знающими в развитии природы только примат внешних сил. Одна-
ко такая позиция некорректна, и уже сегодня очевидно, что само-
развитие выступает как одна из причин эволюции природы наряду
с внешними факторами, определяющими ее ход и характер.
Переломные (кризисные) моменты — это время резких направ-
ленных изменений в развитии процессов и компонентов природы
(рис. 64). Они устанавливаются по усилению интенсивности, по-
явлению новых черт в природном процессе, качественному и ко-
личественному изменению компонентов. В разной степени пере-
ломные моменты существуют у всех процессов и компонентов
природы в плейстоцене. Выявление их и установление значимости
преобразований природы — один из ключевых вопросов геохро-
нологии и палеогеографии четвертичного периода.
Крупные изменения природы в плейстоцене определенным
образом хронологически группируются в конце плиоцена — на-
чале плейстоцена, в среднем плейстоцене и в конце его. Все эти
переломные моменты развития природы отмечались многими
исследователями и легли в основу возрастного и стратиграфиче-
ского расчленения плейстоцена.
В конце плиоцена — начале плейстоцена, в период смены па-
леомагнитных эпох Матуяма и Брюнеса, изменяется палеогеогра-
фическая обстановка, что особенно заметно в районе высоких и
средних широт Земли. В Евразии резко воздымаются горные си-
стемы Кавказа, Памира, Тянь-Шаня, горы юга Сибири, испы-
тывают поднятия Верхоянские горы и хребты нагорья Черского,
активно опускаются северные низменности Сибири, Северное
Приверхоянье, Северный Прикаспий. Отмечается направленное
похолодание, особенно заметное на Чукотке, где широко распро-
страняются тундры. Формируется климатическая зональность,
улизкая к современной. В результате климатических изменений
первую очередь похолодания) преобразуется растительность:
JTa Русской равнине сокращается количество термофильных эле-
ментов, на Тянь-Шане деградируют хвойно-широколиственные
^еса с участием третичных экзотов, из флоры Восточной Сибири
’Падают средиземноморские и американо-восточноазиатские эле-
енты, а из состава растительности Нижнего Приамурья исчеза-
неогеновые экзоты.
Неоген Плейстоцен Компонент процессы пр г Ы и ’Роды
ранний средний ПОЗДНИЙ
— Тектоника
— Климат
- Осадко- накопление
- Рельеф
наземное 1 Оледенение
подземное
морское
Океан
— — Растительность
— Фауна
Рис. 64. Переломные (критические) моменты развития некоторых
процессов и компонентов природы в плейстоцене (сплошная линия -
проявившиеся резко, пунктир — менее резко)
Заметно эволюционирует фауна. В высокогорьях Алтая, Тянь-
Шаня, Памира, Кавказа и т.д. и на севере Русской равнины появ-
ляются ледники. Изменения природы в конце плиоцена — начале
плейстоцена столь значительны, что дают основание разграни-
чить неоген и четвертичный период.
Крупные преобразования природы отмечаются в среднем плей-
стоцене. Это время еще большего усиления темпов похолодания
(максимального на Чукотке), возникновения обширных покро-
вов материкового оледенения в Европе и Западной Сибири, гор-
но-долинных ледников на Чукотке, Алтае, Тянь-Шане и Север-
ной Америке. Преобладают перигляциальные типы флоры и фаУ'
ны. На юге Русской равнины лесная растительность сменяется су-
холюбивыми степными ассоциациями. На открытых пространствах
равнины обитали такие животные, как настоящий мамонт, сай'
гак, верблюд, шерстистый носорог, тушканчики и т.д. В Запади01’
Сибири характерным было сочетание ксерофильных степей, 6°'
лот, солончаков с еловыми лесами по долинам рек. На Тянь-Ш3^
исчезают хвойно-широколиственные леса. В Якутии темнохвойна
тайга сменяется светлохвойными лесами с господством листве11
-гое
Проявление Общая тенденция
процесса ускоренного развития Похолодание
Связь между хо-
дом проявления
процесса и масш-
табом пространст-
венно-временных
отношений
Разнообразие
процесса
Зональность
Региональные
и местные различия
Рис. 65. Наиболее общие свойства природного процесса плейстоцена
ницы. За исключением северо-востока природная обстановка Се-
верной Евразии лишь со среднего плейстоцена стала типично плей-
стоценовой, характерные признаки которой — холодный, пре-
имущественно континентальный климат, преобладание специфи-
ческих осадочных формаций (ледниковая, перигляциальная, лес-
совая), широкое развитие материкового, морского и подземного
оледенений, перигляциальный тип растительности и фауны.
Одно из последних крупных изменений палеогеографической
обстановки, процессов и компонентов природы отмечается во
второй половине позднего плейстоцена и связано с сильным по-
холоданием в высоких и средних широтах Северного полушария,
с возникновением материковых ледников Евразии и Северной
Америки, с развитием обширного морского оледенения и фор-
мированием современного рельефа. Особенно грандиозным был
Лаврентийский ледник Северной Америки, имевшей площадь
около 12 млн км при средней толщине льда около 2 км. Это была
эпоха крайнего обострения природного процесса.
В конце позднего плейстоцена отмечаются быстрый переход от
максимально холодных условий последнего оледенения к теплым
Условиям голоцена, затопление океаном обширной берингийской
суши и крупный экологический кризис, приведший к вымира-
нию мамонта.
Можно заключить, что из многих свойств природного процес-
03 плейстоцена наиболее общими являются: повсеместность, по-
лихронность и дифференциация (ППД) (рис. 65).
Основная тенденция природного процесса — преемственность
и его активизация. Отличительные особенности состоят в непов-
торимости преобразований, интенсивности, разнообразии и не-
завершенности. Крупные переломные моменты хода развития неко-
T°Pbix компонентов и процессов отмечаются в конце плиоцена —
Начале плейстоцена, в среднем плейстоцене и во вторую полови-
ну Позднего плейстоцена.
11.4. Актуальные вопросы палеогеографии плейстоцец9
В палеогеографии плейстоцена за относительно небольшой срОк
ее существования как самостоятельного научного направления у^е
стали непреложными такие фундаментальные явления природу
как характер палеогеографической зональности, неоднократность
материковых оледенений умеренных и высоких широт, циклич-
ность природного процесса, разнообразие (полихронность) про-
странственно-временного хода событий, принципиальные отли-
чия различных геологических эпох, характер эволюции ландшаф-
тов, фауны и флоры.
Интенсивность палеогеографических исследований позволяет
надеяться на следующее решение проблем: причины возникнове-
ния и периодичности материковых оледенений, эпох увлажнения
и осушения, корреляция палеогеографических событий суши и
океана, палеогеографическая оценка последствий дрейфа конти-
нентов, изменение астрономических параметров Земли и их влия-
ние на ход природного процесса.
Увеличение суммы знаний о природе планеты и закономерно-
стях ее развития неизбежно ставят перед палеогеографической
наукой новые гносеологические и методологические вопросы. Из
них весьма актуальны следующие задачи: 1) создание общей
теории палеогеографии; 2) систематизация природных событий
на основании региональных и общих палеогеографических шкал;
3) изучение процессов саморазвития природы; 4) исследование
палеогеографических кризисов; 5) использование при палеогео-
графическом анализе принципа дополнительности и концепции
дуализма.
Создание общей теории палеогеографии. Начало такой теории
на примере последнего геологического периода заложено труда-
ми акад. К. К. Маркова, разработавшего вопрос пространства-вре-
мени, и продолжено А. А. Величко, сформулировавшим концеп-
цию гиперзональности. Как ни значительны задачи, решенные
этими исследователями, но в них рассматривается только часть
общей проблемы — палеогеография плейстоцена. В вопросе про-
странства-времени это последовательность некоторых природных
событий — оледенений, колебаний температур и увлажненно-
сти, а в концепции гиперзональности — различное проявление
природно-поясной дифференциации в северной полусфере Зем-
ли, обусловленное в конечном счете разным количеством по-
ступления солнечной энергии.
С различиями радиационного баланса Земли тесно связан й
периодический закон географической зональности Григорьева^
Будыко. Он представляет собой дальнейшее развитие закона зо-
нальности В. В. Докучаева и, по мнению сформулировавших еГ°
авторов, имеет определенное отношение и к проблемам палеогеоГ'
афии. Отмеченные работы — крупный вклад в теорию палеогеог-
Рдфии, однако сегодня еще нет не только теории, но и концеп-
ций, объясняющей ход природного процесса в целом, на основе
которое были бы возможны палеогеографическая реконструк-
ция утерянного прошлого и сверхдолгосрочный прогноз буду-
щего. На каких бы принципах ни основывалась общая теория (кон-
цепция) палеогеографии, она, несомненно, должна будет учи-
тувать такие фундаментальные явления природы, как периодич-
ность воздействия астрономических факторов и колебательность
природного процесса, а также главные черты изменения приро-
ды отдельных палеогеографических эпох и их специфику, кон-
трастность и интенсивность природного процесса, синхронное и
асинхронное его проявление в пространстве и времени и не-
адекватное отражение в разных компонентах среды.
Палеогеография — наука историческая. Ее временной срез ос-
нован на данных стратиграфии и геохронологии, что закономер-
но и оправдано. В то же время материалы этих наук ввиду четкой
определенности и конкретности решаемых ими задач не могут
полностью отразить специфику палеогеографических исследова-
ний, в связи с чем необходимо описание природного процесса в
категориях палеогеографических шкал — региональной и общей.
Палеогеографические шкалы создаются в виде индуктивной
операции от частного к общему, хотя возможна и обратная пос-
ледовательность их построения. По-видимому, лучше начинать с
региональных шкал — основы как для более мелких, так и для
крупномасштабных построений и обобщений. Чем выше таксо-
нометрический ранг шкалы, тем универсальнее должно быть со-
бытие, положенное в основу при ее создании. Примат климатиче-
ского фактора очевиден при расчленении четвертичного перио-
да и признается большинством исследователей, на нем основа-
ны стратиграфическая и геохронологическая классификации
плейстоцена.
Учитывая неравномерность распределения по территории па-
леогеографических событий различной значимости, желательно
палеогеографические шкалы начать создавать с регионов, отлича-
юЩихся динамичными процессами, влияющими и на смежные
области. К ним относятся территории больших тектонических на-
пряжений и катаклизмов, области формирования покровных и
г°рных ледников, краевые участки морских бассейнов, климати-
ческие зоны средних (умеренных) широт Земли.
С вопросом палеогеографической стратификации тесно связа-
110 и палеогеографическое районирование. На обширных простран-
ствах умеренных широт Земли современные ландшафты мало чем
аПоминают экстремальные эпохи недавнего геологического про-
нпюго — покровные ледники, огромный осушенный шельф, тун-
Р°-степные равнины и тем более природу более древних перио-
331
дов. Основная задача палеогеографического районирования
выделение и ограничение территорий со сходным типом паде^
географического развития.
При палеогеографическом анализе фундаментальное значегщ
имеет выяснение характера и роли автоколебательных процесс 6
саморазвития природы. В настоящее время вопрос этот практич^
ски не разработан и роль внутренних факторов в развитии отдедь
ных компонентов и всей природы оценивается неоднозначно. На
сегодня наиболее разработана теория автоколебаний системы лед.
ники—океан—атмосфера. Автоколебательные тенденции отмеча-
ются также в процессах тектогенеза, осадконакопления и релье-
фообразования, в режиме водных потоков.
Как известно, природные объекты — это открытые системы в
которых происходит обмен массой и энергией с окружающем
пространством. Для них характерно также различное проявление
обратных связей, представляющих собой одно из необходимых
условий способности природного объекта к саморегулированию.
Степень развития обратной связи, а значит, и возможностей внут-
ренней регулировки процесса у разных классов природных систем
неодинакова. Можно полагать, что внутренние саморегулирующие
природные функции систем разных уровней организации состав-
ляют основу сохранения их целостности, специфики и индивиду-
альности развития. В то же время внешние силы выступают как
фактор, стремящийся упорядочить особенности индивидуального
развития природных объектов и перевести их в синхронные рит- •
мы. Отрицание элементов саморазвития природы ведет к крайне
упрощенному детерминистскому объяснению эволюции природы
как результату воздействия примата внешних сил, а не совокуп-
ности борьбы противоположностей внешнего и внутреннего про-
цессов.
Исследование палеогеографических кризисов — это изучение
этапов быстрых и относительно крупных перестроек природной
обстановки в целом либо ее значительной части. По масштабу
проявления они могут быть глобальными, зональными, регио-
нальными (провинциальными), различаясь также по времени,
характеру, динамике и глубине осуществления. В геологических
масштабах весь плейстоцен — пример глобального палеогеогра-
фического кризиса, глубокого изменения неогеновой обстановки
на иную, совершенно от нее отличную плейстоценовую.
Примером крупного зонального палеогеографического кризи-
са, особенно резко проявившегося в умеренных широтах Север
ного полушария, могут служить события конца позднего плей
стоцена. Это была эпоха быстрого распада материковых и meJlb
фовых ледников Евразии, Северной Америки, сокращения Г°Р
ных оледенений Альп, Кавказа и Анд, исчезновения целых
шафтов и многочисленных видов животных, начала послелеЛи
оВой трансгрессии океана. Палеогеографические кризисы пред-
К,аВляют собой переломные эпохи развития природы в целом либо
с отдельных компонентов — ландшафтов, рельефа, уровней мо-
е и океана, динамики развития ледников, растительности и
д,ауны. Это своего рода точки отсчета нового состояния природ-
ах объектов.
Причина палеогеографических кризисов, в том числе их част-
ого случая — экологических кризисов, слабо исследована и по-
этому во многом загадочна, вызывая тем самым многочисленные
сПоры, например, разногласия исследователей по поводу причи-
нЬ1 исчезновения динозавров и мамонтовой фауны. В настоящее
время очевидно, что многие процессы могут вызывать палеогео-
графические кризисы — астрономические, гидрологические, тек-
тонические, вулканические и т.д. Всех их объединяет то обстоя-
тельство, что они происходят с более высокой интенсивностью,
существенно превышающей скорость осуществления этих процес-
сов в обычные эпохи.
Важное методологическое значение для палеогеографического
анализа имеет использование принципа дополнительности и кон-
цепции дуализма. Принцип дополнительности, предложенный
Н. Бором для объяснения «странностей» поведения микрочастиц,
в настоящее время все шире применяется в теории познания, в
частности в науках о Земле. «Противоположности не противоре-
чивы, а дополнительны», — писал Бор. В палеогеографии это по-
ложение помогает более достоверно оценить некоторые явления,
необъяснимые с позиций актуализма. Например, факт совмест-
ного местонахождения в плейстоценовых отложениях севера Ев-
ропы и Сибири ископаемых остатков тундровых (северный олень,
лемминг, песец и т.д.) и степных (сайгак, лошадь и т.д.) живот-
ных, ареал развития которых в настоящее время «разорван» на
многие сотни и тысячи километров.
Без признания одновременности существования таких мало
совместимых с позиций ортодоксальной палеогеографии собы-
тий, как материковые оледенения и трансгрессии океана, нельзя
Удовлетворительно объяснить ледово-морской генезис отложений,
Широко развитых вдоль побережья Ледовитого океана, содержа-
щих многочисленные обломки эрратических (экзотичных) пород
и Раковины арктического комплекса моллюсков.
Следует заметить, что использование принципа дополнитель-
ности в палеогеографии отнюдь не означает возможность механи-
'Шского приведения к одному знаменателю несводимых понятий.
^апРимер, возможности существования в одном бассейне на од-
OKI Участке в одно и то же время холодолюбивых и теплолюбивых
0)чплексов фауны и т.д.
В отличие от социальных наук, где дуализм означает двойствен-
°е восприятие мира, в естественных науках природа дуализма
333
установлена для микромира, а также, возможно, свойственна (1
некоторым макроявлениям. Эволюция географической оболочки
по-видимому, проявляется в синхронно-метахронном двойствен^
ном ходе географических событий и, в частности, в различной
реакции природных объектов (процессов, компонентов) на ка-
кие-либо внешние события, например, во время общего похоло-
дания климата, разном ходе процессов увлажнения-иссушения в
процессе динамики материковых и горных оледенений, при ис-
чезновении и проявлении отдельных и целых групп организмов
при разной их реакции на близкие по природе внешние воздей-
ствия и т.д.
ДИАГНОСТИКА И КОРРЕЛЯЦИЯ
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ
ПЛЕЙСТОЦЕНА
Установление целостной картины ушедшего мира по отдель-
ным палеогеографическим фрагментам, прояснение временных
соотношений различных природных ситуаций в плейстоцене, со-
здание естественно-исторической основы для долгосрочного гео-
графического прогнозирования — все это во многом зависит от
достоверности палеогеографических корреляций.
Палеогеографические события — проявления какого-либо при-
родного явления в географической оболочке прошлого.
Палеогеографические корреляции — сравнительный анализ вре-
менного взаимоотношения различных палеогеографических собы-
тий, близкий, но не идентичный стратиграфической и хроноло-
гической корреляции. Главное их отличие — это объекты анализа:
палеогеографические явления и геологические породы. Геологи-
ческие объекты более конкретны — физические тела, обозначен-
ные литологическим составом и границами. Их корреляция предше-
ствует сравнению событий и в большинстве случаев обязательна
при палеогеографических сопоставлениях более сложных, а зачас-
тую и весьма неопределенных, что связано с пространственно-вре-
менной неоднородностью природных объектов и процессов.
Первые научно обоснованные дальние палеогеографические
корреляции начали осуществлять с середины — конца XIX и на-
чала XX столетия и были связаны с сопоставлением ледниковых
событий Европы и Северной Америки. Это был начальный пери-
од в истории корреляции палеогеографических явлений, когда их
сРавнивали на основе анализа последовательности и характера оле-
денений материков. Второй период в истории палеогеографиче-
еких корреляций начался с середины XX столетия и связан с ак-
тивным развитием методов палеогеографического анализа и вне-
дрением его в практику геолого-географических исследований. Здесь
Уже традиционными интуитивно-эмпирическим и гляциологи-
еским методами следует отметить еще два: биостратиграфиче-
Кйй и климатостратиграфический.
Первый в основном связан с успехами изучения фауны окра-
”нЫх бассейнов, а также крупных, а в дальнейшем и мелких
млекопитающих и выделением руководящих фаунистических коЛ1
плексов. Второе методологическое направление при корреляцр
принимает за палеогеографические репера климатические собь^
тия и связанные с ними природные явления. Это направлен/
включает многие методы анализа.
Палеогеографические корреляции и во втором периоде в ос„
новном имели внутри- и межконтинентальный характер. Океан
(ввиду дефицита фактологического материала по его истории)
долгое время оставался вне сравнительного корреляционного ана-
лиза, а если он и проводился, то в основном на основе научной
интуиции. Ситуация резко изменилась благодаря подводному бу-
рению, начатому по программе «Гломар Челленджер» и продол-
женному по другим программам, а также активизации биостра-
тиграфических и геофизических исследований, появлению новых --
изотопных, палеомагнитных, физико-химических — методов ана-
лиза океанических осадков. Это был новый этап дальних палеогео-
графических корреляций. На основе многочисленного аналити-
ческого материала были сделаны крупные палеогеографические
обобщения по Мировому океану и его частям (W. Dansgaard,
С. Emiliani, N.J.Shacklton; М. С. Бараш и др.) и выполнены гло-
бальные корреляции палеогеографических событий на материках
(А. А. Величко, В. А. Зубаков и др.). Из зарубежных авторов одним
из первых очень обстоятельные и логичные доводы высказал
J. V. Kukla, в качестве общей геохронологической шкалы плейсто-
цена предложивший изотопные стадии и связавший события се-
вера европейского континента с изотопией океана. При этом ис-
пользовался комплексный анализ, включавший палеомагнитные,
изотопные, литологические, макро- и микрофаунистические дан-
ные, сведения о развитии альпийских и материковых ледников,
материалы по лессовым, озерным и ледниковым отложениям.
12.1. Приемы диагностики и корреляции
палеогеографических событий
В практике при корреляции событий плейстоцена использук>т
различные критерии: эволюцию фауны и флоры, изменения кли-
мата, особенности осадконакопления, развития рельефа, данные
абсолютной геохронологии, палеомагнетизма, изотопии и т.Д-
Одним из наиболее популярных и широко применяемых методов
анализа и сопоставления отложений и событий служит использо-
вание биостратиграфических данных — различия фауны млекопи-
тающих, моллюсков, микроорганизмов и т.д. Метод базирует^
на широком распространении этих ископаемых остатков в новей-
ших отложениях и прослеживаемых эволюционных изменений
фауны, с чем связано появление разновозрастных фаунистй46
ских комплексов. Причем предполагается геологически одновре-
менное появление и расселение на обширных территориях одних
0 тех же групп и форм животных. Однако надежность использова-
ния биостратиграфического критерия при корреляции отложений
и палеогеографических событий некоторыми исследователями ста-
вится под сомнение, в основе которого лежит мнение об опреде-
ленной разновременности существования фаунистических комп-
лексов, и их слабой эволюционной изменчивости. В целом, не-
видимому, это так, однако есть и исключения, относящиеся к
некоторым группам крупных и особенно мелких Млекопитающих,
а также солоноватоводным моллюскам и микрофауне.
Палеонтологические методы
Анализ малакофауны. Моллюски представляют собой многочис-
ленную группу высших беспозвоночных животных с мягким не-
сегментированным телом, обычно заключенным в известковую
раковину, — основной объект палеонтологического анализа. В на-
стоящее время известно несколько десятков тысяч видов моллюс-
ков, населяющих различные водоемы и сушу. В ископаемом состоя-
нии моллюски установлены с раннего палеозоя и включают око-
ло 50 тыс. вымерших видов. При массовом захоронении раковин
они образуют породу. Руководящую роль для стратификации вме-
щающих отложений и палеогеографических реконструкций мол-
люски приобретают со среднего палеозоя. Для морских бассейнов
мезозоя и кайнозоя особенно важны двустворчатые и брюхоногие
моллюски. В плейстоценовых отложениях раковины представите-
лей этих классов в разных количествах присутствуют почти повсе-
местно. Особенно многочисленны они в морских образованиях,
широко развитых по периферии материков и в осадках внутри-
континентальных водоемов. Весьма обильны наземные моллюски
и в верхней части почв, почвенной подстилке и нижнем ярусе
Растительности. Присутствие раковин моллюсков установлено также
в лессах, лессовидных и мореноподобных суглинках.
По условиям обитания — основному критерию палеогеогра-
фических реконструкций — моллюски разделяются на морские,
солоноватоводные, пресноводные и наземные формы, имеющие
Разные темпы эволюционного развития. Наиболее интенсивное
Формообразование отмечается у солоноватоводных и наземных
Моллюсков, наименьшее — у морской фауны. Все это определяет
Различие возможностей использования разных групп моллюсков
^Ля целей диагностики и корреляции палеогеографических со-
бытий.
Морские моллюски в современных и позднекайнозойских бас-
Сейнах — преобладающая группа шельфовых бентосных организ-
Kl0B, где составляют основу биомассы и обычно являются руково-
дящими (index fossils) формами биоценозов. По смене ископаемых
комплексов диагностируются такие палеогеографические собы
тия, как потепление и похолодание вод, изменение уровня моря
проникновение холодных либо теплых течений, существование
проливов и сухопутных порогов.
Солоноватоводные моллюски — это малакофауна, обитающая Б
морях с пониженной соленостью (ниже 22—27 %о). Типичная со-
лоноватоводная фауна — каспийские моллюски рода Didacna
Eichwald, появившиеся с начала плейстоцена. Для дидакн харак-
терны большая изменчивость по геологическому разрезу и высо-
кие темпы видо- и формообразования (рис. 66). По существу каж-
дая плейстоценовая трансгрессия Каспия охарактеризована сво-
им комплексом дидакн, что позволяет однозначно стратифици-
ровать древнекаспийские отложения, определять соленость Кас-
пия, устанавливать размеры трансгрессий и эпохи существования
древнего Понто-Каспийского пролива.
Пресноводные моллюски обитают в разнообразных континенталь-
ных водоемах, что позволяет по их присутствию и составу уста-
навливать характер древних вод — стоячих (застойных) и проточ-
ных, холодных и теплых, мелких и глубоких, особенности грун-
тов и содержание солей.
Наземная малакофауна, заселяющая разнообразные ландшафты
от лесов и лугов до пустынь и горных вершин, представлена клас-
сом брюхоногих (гастроподы) моллюсков. Их анализ помогает
реконструировать этапы континентального развития территории
и существования определенных биотопов, приземную температу-
ру и влажность, характер грунтов и рельефа местности.
Богатый материал для палеогеографических реконструкций
дает анализ микрофауны — фораминифер и остракод — простей-
ших микроорганизмов, заключенных в твердую раковину, оби-
тающих на дне (бентос) и на плаву (планктон) в разнообраз-
ных, преимущественно морских водоемах на всех географиче-
ских широтах.
Микропалеонтологические свидетельства дают возможность
диагностировать характер и динамику изменения палеотемпера-
тур и палеосолености древних бассейнов, палеогляциологические
(по 18О) условия изменения биопродуктивности морей, их уров-
ня и наличия течений и связей между водоемами.
Обилие микрофаунистических остатков в морских осадках по-
зволяет на основе их анализа составлять карты природной зональ-
ности акватории океана и делать возрастные срезы по ряду опре*
деленных водных параметров (температуре, солености, трофнО'
сти воды и т.д.). При корреляции палеогеографических событий
«континент—шельф —океан» по остракодам можно получать Не'
прерывные корреляционные ряды, отражающие состояние био'
топов в системе океан—море—лагуна—озеро—река. Большие во3'
ТОО
Вре-
мя
я
о
с
Состояние Западное побережье Северный Восточное
Каспия Азербайджан Дагестан Прикаспий побережье
Каспийское (послехвалын- ская регрессия) Kill U *»* ♦ Л—! | '*
с
я
х
с
а
о
Е
>s
S
а
S
X
я
к Cs >— Гб S ч поздняя
5 х И Сб X & ранняя
Регрессия
Регрессия
Регрессия
Бакинская
трансгрессия
Регрессия
(тюркянская)
Поздне-
хазарская
трансгрессия
Регрессия
(ательская)
Ранне-
хазарская
(гюргянская)
трансгрессия
Урунджик-
ская
трансгрессия
Рис. 66. Развите групп дидакн в плейстоцене:
1 — catillus; 2 — crassa; 3 — trigonoides
можности по диагностике и корреляции палеогеографических со-
бытий существуют при использовании палеофлористического ма-
териала, особенно по спорам, пыльце и диатомеям.
Анализ фауны крупных и мелких млекопитающих имеет боль-
шое значение при диагностике палеогеографических событий,
изменения в этой группе животных, связанные с эволюцией при-
РоДной обстановки плейстоцена, выражаются в неоднократной
сЫене фаунистических комплексов и в филогении млекопитаю-
щих, особенно мелких (рис. 67). Благодаря этому многие из них
обязательны, типичны для определенных хронологических и лан-
77Q
Время
Гори-
зонт
Голо-
цен
>х
X
X
Совре-
менный
Фаунисти-
ческий
комплекс
Совре-
менный
Основные группы мелких млекопитающих
плиоцен — плейстоцена Русской равнины
X
X
*
X
>х
X
Валдай-
ский
Микулин-
ский
Москов-
ский
Один-
новский
Днепров-
ский
Лихвин-
ский
Верхне-
палеолити-
ческий
Хазарский
Сингаль-
ский
Окский
Беловеж-
ский
Тирасполь-
ский
Апше-
ронский
Таманский
iMimomysX
intermedium
Акчагыль-
ский
Хапровский
'.Mimomys^illanya'
рГюсаеп
К
&
х
X
&
ж
Молдавский
Рис. 67. Распространение основных групп мелких млекопитающих Русской
равнины в верхнем плиоцене и плейстоцене
дшафтных обстановок (слоны, мамонты, носороги, бизоны, ло-
шади). Особенно это относится к мелким млекопитающим, засе-
ляющим почти все природные зоны материков от арктической
тундры до пустынь и высокогорий. Многие из них (лемминги,
рыжие полевки, суслики, тушканчики и т.д.) узкоспециализиро-
ваны к определенным условиям окружающей среды (т. е. являются
стенобиотными) и служат хорошими индикаторами природных
условий прошлого.
Важно отметить, что мелкие млекопитающие интенсивно эво-
люционировали и на протяжении последнего миллиона лет среди
некоторых филогенетических линий отмечается до семи эволю-
ционных стадий, прослеживаемых по строению черепа и зубного
аппарата.
При реконструкциях и корреляции окружающей обстановки
по млекопитающим один из наиболее сложных моментов — воП'
рос об асинхронно-синхронности возникновения и эволюцион-
ных изменениях среди комплексов животных, отмечаемых в Ра3'
ных регионах (рис. 68).
340
£ °
± е-
Верхнепа-
леолити-
ческий
COCQ<
о
rvCS s
иШО
"Современный
(голоцен)
"''Валдайский
(висла)
Мгинский
(эем)
Днепровский
(Заале)
Лихвинский
(Гольштейн)
Окский
(Эльстер)
Рис. 68. Разновременность появления и исчезновения некоторых жи-
вотных в различных природных областях Северного полушария
(К. К. Марков и др., 1967)
Современ-
ный
о <=Л°
p, И s
ИШО
rowca
coCQ^U
Хазарский
Сннгиль-
ский
Тирасполь-
ский
Таман-
ский
Хапров-
ский
Большие возможности по диагностике и корреляции палео-
географических событий дает использование палеофлористического
материала, особенно спор, пыльцы и диатомей.
Палинологический (спорово-пыльцевой) метод — один из наи-
более используемых приемов палеогеографических реконструкций.
Объектом его изучения служат пыльца и споры высших растений,
в огромном числе (сотни тысяч из одного цветка) продуцируе-
мые деревьями, кустарниками и травами и разносимые ветром,
водой и насекомыми по суше и воде. Анализ состава ископаемых
Палеофлор и палиноспектров позволяет достоверно реконструи-
ровать состав палеофлоры, зональный тип растительного покро-
Ва> сукцессии фитоценозов, фациальную обстановку осадкона-
копления, типы климатов и получить количественную информа-
цию о ряде климатических параметров (температура, влажность и
Т П ), а в результате синтеза палинологических данных устанавли-
вать тип палеоклимата и основные этапы развития флоры, расти-
тельности и климата плейстоцена.
Возможности использования палеофлористического материа-
ла При корреляции очевидны. Однако, как отмечают палинологи,
к
341
пространственно удаленные районы на основе этого метода Могут
сопоставляться весьма условно, при необходимом учете зональ-
ных и провинциальных особенностей типов растительности, ха
рактера накопления и захоронения пыльцы и спор в осадках, осо-
бенно морского и эолового генезиса. Использование палинологи-
ческого метода для корреляции событий небольших временных
отрезков часто трудно осуществимо из-за большого количества
примеров «скольжения» спорово-пыльцевых зон.
Метод диатомового анализа, позволяющий анализировать и
сравнивать удаленные палеогеографические события, очень инте-
ресен и перспективен. Диатомеи — это одноклеточные низшие
растения, относящиеся к одной из наиболее распространенных
групп водорослей. Во флоре морей они составляют до 80 % общего
систематического состава фитопланктона, создавая около 70 % пер-
вичной продукции в высоких и умеренных широтах Мирового
океана. В континентальных водоемах умеренных широт диатомеи
играют ведущую роль в формировании биомассы водорослей. Как
тонкие биоиндикаторы их используют при исследовании разно-
образных вопросов гидробиологии, океанологии, экологии и ак-
тивно внедряют в практику биологического мониторинга за каче-
ством вод континентальных водоемов. Диатомеи представляют так-
же одну из наиболее информативных палеонтологических групп:
на основе установленных филогенетических изменений в составе
диатомовой флоры, а также выявленной строгой зависимости рас-
пространения видов от экологических факторов решается широ-
кий круг палеогеографических, палеогидрологических и палео-
климатических вопросов. Определение вида ископаемых диатомей
позволяет реконструировать экологические и фациально-генети-
ческие условия осадконакопления, что обусловлено строгой при-
жизненной приуроченностью видов к тем или иным условиям
обитания. Классические исследования А. П. Жузе и ее учеников
показывают, что зональные виды диатомей в донных осадках раз-
личных водоемов сменяются в определенной последовательности
и маркируют палеогеографические ситуации, которые могут кор-
релироваться.
В настоящее время большинство исследователей считают, что
основой для корреляции событий плейстоцена может служить
палеоклиматический критерий, базирующийся на представлени-
ях о повсеместных, синхронно проявляющихся похолоданиях и
потеплениях климата Земли. Эти идеи, впервые четко сформули-
рованные А. Пенком и Э. Брюкнером, а в дальнейшем развиты6
другими исследователями, стали априорными. Следует лишь за-
метить, что все они в значительной степени основаны на астр0'
номической теории М. Миланковича. Одновременность проявл6'
ния многих похолоданий климата на различных океанах и матери
ках Земли подтверждена вполне независимыми физическими М6
тОдами, например, материалами изотопного анализа планктон-
ных фораминифер керна океанских скважин, антарктического и
гренландского льда.
Использование климатостратиграфической основы для даль-
них корреляций существенно затрудняет то обстоятельство, что
эпохи похолодания и потепления климата Земли обычно устанав-
ливаются не прямо, а косвенно, методами литологии, палиноло-
ги и изотопии, не всегда допускающими однозначное решение.
Особенно большие трудности возникают при сопоставлении со-
бытий в неледниковых районах Евразии, например, юга Запад-
ной Сибири, Приазовья, Заволжья и низменной части Средней
Азии. Выделение в этих регионах эпох похолоданий, синхронных
с оледенениями более северных территорий, крайне затруднено,
поскольку развитые здесь отложения представляют последователь-
ное чередование разного количества «теплых» и «холодных» лес-
сов и погребенных почв, содержащих полупустынные, степные и
лесостепные спорово-пыльцевые спектры, отражающие в основ-
ном колебания влажности, а не температур.
При корреляции отложений и палеогеографических событий
широко применяют цикло- и ритмостратиграфические анализы,
литологические, геоморфологические и палеопедологические кри-
терии. На этих методах основано широкое площадное картирова-
ние морен материкового оледенения, межледниковых горизонтов
и морских толщ.
Почвенно-литологические методы
Литологический анализ состоит из комплекса методов (грану-
лометрического, минералогического, петрографического и т.д.)
и позволяет диагностировать фациально-генетические особенно-
сти осадков, географическую зональность, их провинциальную
принадлежность, характер и смену питающих провинций, рекон-
струировать обстановку осадконакопления и в целом палеогео-
графическую ситуацию (климатическую зональность и ритмику,
этапы оледенения, колебания уровня водоемов и т.д.) времени
накопления исследуемых отложений.
При реконструкции древних ландшафтов плейстоцена боль-
шая роль принадлежит палеопедологическому анализу — изучению
Ископаемых почв, позволяющему достаточно полно воссоздавать
Природную обстановку (рельеф, климат, растительность). Однако
достоверность сопоставления по всем этим критериям обычно
ограничена площадью одного региона, в пределах которого раз-
Иты те или иные формы рельефа, литологические толщи и по-
Ребенные почвы, либо нескольких районов, однородных в па-
е°географическом отношении (перигляциальных и т.д.). Когда
е сопоставляются события разноудаленных регионов, то шансы
удачного сравнения их существенно уменьшаются. Например
настоящего времени отсутствует достоверная корреляция собц
тий на противоположных берегах Берингова пролива, а также За~
волжья и Ергеней, разделенных долиной Волги. В самой долщ{е
неубедительно увязаны эпохи образования террас и слагающие щ
отложения в верхнем, среднем и нижнем течении реки.
Методы абсолютного датирования
Внедрение в практику палеогеографических сопоставлений
физических и физико-химических методов резко увеличило до.
стоверность корреляции палеогеографических событий. Существу,
ющие методы «абсолютного» летоисчисления охватывают весь
временной интервал плейстоцена, хотя область применения каж-
дого из них значительно ограничена. Приемы хронологии палео-
географических событий плейстоцена разнообразны, находятся на
разной стадии технологической разработанности, имеют неоди-
наковый возрастной диапазон применения, они основаны на раз-
ном материале и дают неадекватно воспринимаемые специали-
стами результаты. В настоящее время наиболее теоретически и прак-
тически разработанный метод в хронологии плейстоцена — ра-
диоуглеродный анализ; относительно надежные методы — треко-
вый и ураново-иониевый анализы, весьма перспективны — ами-
нокислотный, термолюминесцентный методы и электроннный
парамагнитный резонанс.
Радиоуглеродный метод, разработанный У. Либби в середине
прошлого столетия и основанный на измерении соотношения
первоначальной и оставшейся концентрации радиоактивных изо-
топов С, в настоящее время, несомненно, наиболее действенный
способ при датировании и корреляции палеогеографических со-
бытий второй половины позднего плейстоцена — голоцена. В ка-
честве материала датирования используют разнообразные мате-
риалы: растительные остатки, почвенный гумус, биогенные кар-
бонаты, растворенную углекислоту ледников и т.д. Оптимальный
возрастной диапазон метода 10 — 40 тыс. лет. Использование но-
вейшей техники и технологии (ускорителей, масс-спектроскопии
и т.д.) значительно расширяет диапазон радиоуглеродного дати-
рования, который может достигнуть физического предела, оце-
ниваемого в 100 тыс. лет.
Массовое применение радиоуглеродного анализа позволил^
оценить время существования разнообразных природных событий
и выполнить дальние палеогеографические корреляции. Так, иа
основе радиоуглеродных дат разработана детальная хронологий
палеогеографической истории севера Сибири и определены воз-
растные рубежи колебания уровня позднеплейстоценового и го-
лоценового Каспия.
Ураново-иониевый анализ представляет одну из разновидностей
метода датирования по неравновесному урану. Наиболее досто-
верные результаты он. дает при использовании биоорганогенных
карбонатов — кораллов, раковин моллюсков и т.д. Основой для
разработки метода датирования по морским карбонатам служит
закономерное нарушение в морской воде радиоактивного равно-
весия между ураном и продуктами его распада, что благоприятно
ддя установления абсолютного возраста карбоната кальция по
накоплению урана из иония. Этим методом датированы такие со-
бытия, как возраст карангатской трансгрессии Понта и бореаль-
ной трансгрессии Белого моря. В настоящее время метод представ-
ляет собой один из основных приемов хронологии палеогеогра-
фических событий среднего — начала позднего плейстоцена.
Термолюминесцентный метод (ТЛ, РТЛ) основан на известном
эффекте запасания неравновесных носителей заряда на локаль-
ных уровнях захвата в диэлектриках под воздействием ионизиру-
ющего излучения естественных радионуклидов. В настоящее время
в практике ТЛ-анализа используются несколько модификаций
метода. Полученные по ним результаты обычно плохо согласуют-
ся между собой, а зачастую противоречивы. Однако технологиче-
ская простота анализа, мало ограниченный выбор образцов, вклю-
чающих кварц, полевые шпаты, карбонаты, пеплы и кости из
осадков океанических, морских, озерных, аллювиальных, лед-
никовых и субаэральных фаций, а также широкий возрастной
диапазон метода способствует его применению в практике геоло-
гических и палеогеографических исследований.
Метод электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) — один
из новейших приемов определения возраста природных событий
прошлого, находящийся на стадии активной разработки. Он ос-
нован на том, что в веществе, имеющем парамагнитные центры и
обладающем постоянным магнитным моментом, при наложении
статического поля Н отмечается резонансное поглощение энер-
гии поля. При ЭПР-датировании используется широкий спектр
материалов: раковины моллюсков, кораллы, фораминиферы,
кварц, кремни, кости и вулканические стекла. Возрастной диапа-
зон метода — от миллиона до нескольких сотен лет.
Возраст отложений и событий определяют разными методами
Датирования в абсолютных значениях. Они различаются как меж-
ДУ собой, так и, возможно, истинным (изотопным или астроно-
мическим) абсолютным возрастом. Создалась парадоксальная си-
туация: одни и те же события, датированные разными методами,
Имеют разный абсолютный возраст. В этой ситуации одним из вы-
ходов из «хаоса абсолютных цифр» представляется разработка хро-
нологии событий плейстоцена по каждому методу, при этом воз-
Раст их должен оцениваться не как абсолютный, а по тому или
Иному методу.
Тыс. лет Магнетемы
13
32
72 128 Блейк, ПО
190 Бива 1, 180 Ямайка
245
285 Левантин
335 Бива 3, 350
360 415 О X Имперер, 390
475 ex у/////
525
535
610 630 Уреки, 620
695
725
750
765
860
920 950 оз v////// Харамильо,
s 900...970
980 с:
оз Иве
1050 s ИР Кобб-
1170 Маунтин, 1100
Рис. 69. Палеомагнитная шкала
плейстоцена (В.А. Зубаков и др.,
1983)
Если датировки различны^
методами ядерной хронологий
имеют количественный характеп
то временные рубежи по палео!
магнитным данным определяют
косвенно, при сопоставлении па.
леомагнитных зон с мировой
магнитохронологической шкалой
Известная неопределенность па!
леомагнитных зон и отсутствие у
них индивидуальных характери-
стик на современном уровне раз-
вития палеомагнитных исследо-
ваний весьма затрудняют их со-
поставление с магнитохроноло-
гической шкалой и корреляцию
событий исключительно по ма-
териалам палеомагнетизма. Необ-
ходимо привлечение данных дру-
гих анализов. При палеомагнит-
ных исследованиях плиоцен—
плейстоцена важнейший рубеж
0,7 — 0,8 млн лет — граница эпох
Брюнеса и Матуямы. Большое
значение имеют и палеомагнит-
ные эпизоды и экскурсы. В ин-
тервале последних 1,2 млн лет
отмечено не менее 10 сложных
геомагнитных событий, часто
двойных (рис. 69). Из них наибо-
лее фиксируемыми следует считать следующие: блейк (108 — 114
тыс. лет), левантин (или чеган, или одинцово-галич — 266 тыс.
лет), харамильо (около 900 тыс. лет), которые в первую очередь
используют при внутрирегиональной палеогеографической кор-
реляции.
При дальних палеогеографических корреляциях особенно боль-
шой энтузиазм у исследователей связан с использованием изо-
топно-кислородных данных. Изотопно-кислородный анализ ос-
нован на свойстве фракционирования изотопов кислорода, из
которых основные — разделение их при фазовых переходах воды
(испарение, замерзание, конденсация) и термодинамическая Ре'
акция изотопного обмена между кислородом карбонатного иона
и водой. Объектами анализа служат морские и континентальные’
биогенные и абиогенные образования (фосфатные, кремнезем-
ные и карбонатные раковины и скелеты, льды и т.д.). Построен-
ная на изотопных материалах кривая по распределению легких
346
тЯжелых изотопов разбита на
участки — изотопные зоны,
обычно принимаемые за эпохи
похолодания и потепления кли-
мата и являющиеся реперами
при корреляции (рис. 70). На-
блюдавшийся за последние 15
деТ настоящий бум в привязке
различных палеогеографиче-
ских событий к изотопным ста-
диям наряду с очевидными ус-
пехами корреляции событий
дал толчок и к искусственным
построениям — вычленению на
материках палеогеографических
событий, количественно рав-
ных изотопным стадиям океа-
на. В последнее время усложня-
ется и само палеогеографиче-
ское истолкование изотопных
данных, и метод находится на
стадии осмысления его резуль-
татов, часто неоднозначных,
что исключает его фетишиза-
цию сегодня. По современным
представлениям, изотопная
кривая в основном указывает на
глобальные изменения объемов
континентальных льдов и в
меньшей степени на темпера-
турные колебания вод океана.
Следовательно, сопоставление
с этой кривой каких-либо па-
леогеографических событий в
океане и на континентах, стро-
5|8О, %с СаСО3,%с
Рис. 70. Изотопно-кислородная
кривая стратотипического разреза в
экваториальных водах Тихого океана
(В.А.Зубаков и др., 1983).
Изотопные зоны', справа от кривой: 1 —
23 — теплые; слева: 2 — 24 — холодные
го говоря, некорректно, так как
при этом методами изотопии
Донных осадков сравниваются в
основном внутриматериковые
события, например оледенения.
Изотопно-кислородный метод
Может использоваться не толь-
для диагностики и корреля-
ции локальных событий, но и быть проникающим и сквозным,
Чт° определяется глубиной проработки отмечаемых вариаций изо-
т°пного состава и их хронологией (табл. 7).
347
Таблица 7
Изотопно-кислородная шкала климатических событий для
экваториальной зоны Мирового океана и оценка возраста изотопных
ярусов разными авторами, тыс. лет (В. А.Зубаков и др., 1983)
Возраст ярусов
Изо- топ- ный по Шеклтону, Опдайку no Эмилиани по Берг- рену и др. по Коминцу и др. принятый в ЭТОЙ работе
ярус по скорости осадконакопления по алю- минию по резо- нансу
4 75 7? - ЙП л 73 77
5 170 / z ol),4 1 7Й / j 177 /3 1 по
6 1Z6 1GC 13о эпо 1Z / 100 12о——. 1 он
7 1УЭ ПС1 153 ZU9 766 1VU 7Л7 —-
8 ZJL ОСУ? zoo Q A 7 24/ 776 245— пол
9 259 31) / 442 Z/U Q-J4 2ои~—
10 34/ ип Э4о 370 336 3S7 335— 150
11 эо / ллс\ 337 436 Э J Z лс? ээи—'— лис
12 477 (КА = 440) 4ЭЭ 420 425 — 475
13 47 Z 404 ’ 465 сп? чои 510 т7J—— 505
14 JUZ ело juz ли сс 1 эиэ СПС-
15 542 coo 466 540 сос 551 525
16 592 477 CQO ЭоЭ 610 619 640 - 5о5 670
17 oz / 647 539 0137 6ЛП — 649 662 O2U 670
18 6ftft 04U 677 - 71? 77Л
19 632 О / / 4П7 /2U - 74 5
20 700 >706 693 750 /4Э 77Л___-
21 "/Id /26 756 776 / /и Й1Л
22 /Эи / / О Я30 оЭи осп—
23 ОЛП оЭ1) ЛЛО
24 Vvu yvv 935—
Кроме объективных показателей, существенное значение при
корреляциях имеет и субъективный фактор. Если исполнитель при-
держивается концепции, основанной на достоверном фактиче-
ском материале, не допускающем разного истолкования, и оче-
видной для большинства исследователей, то ее использование в
качестве теоретической основы при дальней корреляции, несом-
ненно, повышает достоверность палеогеографических реконструК'
ций. В настоящее время такими «палеогеографическими истина-
ми» считаются палеогеографическая зональность, множественность
покровных и горных оледенений, колебательное развитие клиМЭ'
та, полихронность природных событий, цикличность и ритмич-
ность некоторых геоморфологических и литологических проПеС'
348
с0В и т.д. В то же время, если за теоретическую основу корреляции
принимаются концепции спорные либо недостаточно доказанные,
т0 они могут иметь и отрицательную роль. На сегодня не являются
очевидными представления о полной синхронности возникнове-
ния и исчезновения фаунистических комплексов на обширных тер-
риториях Евразии и Америки, о совпадении знака и динамики
неотектонических движений, межледниковом характере всех транс-
грессий арктического бассейна, о строгой увязке процессов лес-
со- и почвообразования в неледниковых районах с материковыми
оледенениями и межледниковьями, о совпадении и обусловлен-
ности древнекаспийских трансгрессий оледенениями Русской рав-
нины и Кавказа. Сюда можно отнести также представления о стро-
гой увязке изотопных стадий океанических осадков с конкретны-
ми палеогеографическими явлениями на локальных участках ма-
териков.
Один из самых действенных приемов корреляции природных
событий — анализ палеогеографических реперов. Палеогеографи-
ческий репер — это какое-либо географическое событие прошлого
либо его отражение в других системах обобщения, при помощи
которого коррелируются либо сравниваются прошедшие природ-
ные явления смежных и разноудаленных территорий. Основные тре-
бования, предъявляемые к палеогеографическим реперам: 1) «уз-
наваемая» индивидуальная характеристика; 2) достаточно узкий
временной интервал, желательно не превышающий продолжитель-
ность коррелируемых палеогеографических событий; 3) достаточ-
ная «протяженность» в пространстве.
Палеогеографические репера могут быть прямыми (изменения
климата, колебания уровня океана, изменения биоты) и косвен-
ными (изотопия, палеомагнетизм). По масштабам пространствен-
ного проявления они бывают зональными (ландшафты, почва,
биота), региональными (оледенения, уровни внутриконтиненталь-
ных водоемов, осадконакопление), континентальными (уровень и
гидрология морей, изменения температуры и увлажненности кли-
мата) и глобальными (изотопия, палеомагнетизм, астрономиче-
ские составляющие климата, уровень океана и т.д.).
В плейстоцене основные палеогеографические репера связаны
с такими событиями, как материковые и морские оледенения,
климатические изменения (температуры, влажности), колебания
Уровня океана. Хронологически наиболее четко выражены репера
п°зднего плейстоцена, включающие наиболее теплое межледни-
ковье, самое суровое похолодание, а также природные явления
голоцена (рис. 71).
Краткий обзор методов и критериев диагностики и корреля-
ции палеогеографических событий показывает невозможность ис-
пользования для всего плейстоцена одного метода либо приема и
е°бходимость комплексного (сопряженного) подхода к пробле-
349
Рис. 71. Изменение температуры глубинных океанических вод на протя-
жении последних 130 тыс. лет по изотопно-кислородному анализу рако-
вин бентосных фораминифер из двух глубоководных скважин (В. А. Зу-
баков и др., 1983):
1 — умеренные широты Северной Атлантики; 2 — восточная часть Тихого океана,
экваториальный район
ме. Анализ включает многие частные приемы исследований: лито-
логический, палеонтологический, геоморфологический, абсолют-
ной хронологии, палеомагнетизма и изотопии. При оценке досто-
верности корреляции при сопряженном анализе важно учитывать,
что результаты одних методов обусловливаются одними и теми же
природными условиями (теплолюбивые флора и фауна, типы коры
выветривания и т. п.), другие же группы (ядерные методы, палео-
магнетизм) помогают получать независимые характеристики. Про-
стое увеличение количества анализов для корреляции событии
плейстоцена не всегда приводит к однозначным результатам при
решении спорных вопросов.
Напротив, иногда при интерпретации материалов затруднения
возникают именно в связи с разнообразием и различной степе-
нью разработанности применяемых методов, что приводит к У®6'
личению противоречий, нередко усугубляемых недостатком ФаК'
тического материала и субъективизмом исследователей. В этом сЛУ'
чае предпочтение должно быть отдано материалам одного, f,al(
более разработанного и достоверного в данной ситуации метоДа-
Следует подчеркнуть, что до настоящего времени при корре-
кции палеогеографических событий лучшими критериями по-
прежнему остаются геолого-геоморфологические ситуации и по-
ложение осадков в разрезе. При корреляциях палеогеографических
событий желательны следующие критерии: 1) применение комп-
лекса методов и сопряженного анализа; 2) выделение ведущего
метода либо группы методов на каждом геохронологическом ру-
беже; 3) обязательное привлечение материалов абсолютной хро-
нологии, палеомагнетизма, изотопии и положения коррелируе-
мых толщ в разрезе; 4) анализ по «временным срезам» наиболее
ярких палеогеографических событий.
!'•
г: 12.2. Палеогеографические корреляции
Разнообразие природного процесса плейстоцена обусловлива-
ет большое количество возможных палеогеографических корреля-
ций. Рассмотрим лишь самые масштабные по проявлению: анализ
природных событий в системе «континент—шельф —океан» и
корреляцию событий в наиболее изученной части квартера — позд-
нем плейстоцене и голоцене.
Корреляция природных событий в системе
«континент — шельф — океан»
При дальних палеогеографических корреляциях анализируют
природные события материкового и океанического блоков и гра-
ничной зоны шельфа. Для всех них характерны своя иерархия па-
леогеографических событий, диагностика и методы сопоставле-
ния. Это в первую очередь связано с фундаментальными геофизи-
ческими, геологическими и физико-географическими различия-
ми океанической и материковой зон Земли. Географическая обо-
лочка материков в целом двухслойна, большинство палеогеогра-
фических событий происходит здесь в граничной зоне атмосферы
и твердого субстрата рельефа. Океанический блок трехслоен. Ос-
новные палеогеографические (в том числе палеоокеанологические)
события осуществляются в толще воды, по своим физическим
свойствам резко отличной от газа атмосферы. Развитие шельфа
Континентов имеет перманентный характер и периодически осу-
ществляется по материковому и океаническому типам с рядом
специфических особенностей.
Палеогеографические события материков чрезвычайно разно-
образны и обусловлены как особенностями строения материково-
го блока, так и множественностью географических ситуаций. Иерар-
палеогеографических процессов можно представить в виде
РЯДа последовательных уровней. Первый — это климатические
351
| Ранг | Палеогеографические события Методы диагностики и корреляции
фауны млекопитающих малакологический микрофаунистический диатомовый палинологический палеопедологический литологический геоморфологический I изотопный палеомагнитный 1 ^2) 1 абсолютного возраста j
1 I Климати ческие Температура | • | | • | В В 3 [в] О
Влажность в В О в О О
II Оледенение в © © © О О
Физико-геогра- фическая зональность Е и ® н О О
Ландшафты В ® ® и © о О
III Рельеф 1 • 1 1 * 1 • р~| © о П
Осадконакопление ы 1 *J © О О
Растительность в © © о О
Фауна © © О
Рис. 72. Методы диагностики и корреляции на континентах.
Методы диагностики: 1 — ведущий; 2 — с ограничениями. Методы корреляции:
3 — прямой ведущий; 4 — прямой с ограничениями; 5 — косвенный ведущий;
6 — косвенный с ограничениями; 7 — ведущий с ограничениями
события и, главным образом, изменение основных компонентов
климата — температуры и влажности. Климат решающе влияет на
палеогеографические события и более низких рангов, в первую
очередь на оледенения, физико-географическую зональность и
ландшафты, рельеф, осадконакопление, растительность и фауну,
составляющие второй и третий иерархические уровни. Отличие
этих событий от более частных по значимости обусловлено их слож-
ным (синтетическим) характером, по существу — это система
взаимодействующих палеогеографических процессов.
Методы диагностики и корреляции палеогеографических со-
бытий материков (рис. 72) можно разделить на прямые и косвен-
ные. Большая часть методов относится к косвенным, характеризУ'
ющим палеогеографические явления опосредованно, через раС'
крытие других элементов системы.
Большинство методов позволяет проводить как диагностик
палеогеографических событий материков, так и их корреляШ1*0'
357
цисто корреляционными методами считают только палеомагнит-
ЛУЙ анализ и абсолютное датирование. В настоящее время одним
лз самых «работающих» приемов диагностики и корреляции па-
леогеографических событий материков в объеме фанерозоя оста-
ется биостратиграфический анализ, а для позднего кайнозоя —
^пиматостратиграфический метод, часто основанный на палео-
флористических материалах. Наиболее достоверные результаты при
корреляции событий материков дает комплексный анализ, вклю-
чающий биостратиграфические и физические методы.
Как и для материков, главным палеогеографическим событием
для океана нужно признать климатические явления, точнее, тем-
пературные колебания, во многом определяющие природный про-
цесс океана и в первую очередь гидрологию и гидродинамику оке-
анских вод и их зональность. В свою очередь, и океан мощно влия-
ет на атмосферу, ее температуру и воздушные потоки, что в зна-
чительной степени обусловлено высокой теплоемкостью его вод.
Так, известно, что тепло всей атмосферы эквивалентно теплосо-
держанию первых трех метров океанических вод. К палеогеогра-
фическим явлениям более низкого таксономического ранга в океа-
не относятся осадконакопление, морское оледенение, развитие
фауны и растительности. Физические свойства воды влияют на
весь ход природного процесса в океане и определяют его отличия
от такового на континенте. Жизнь в море имеет более короткие
пищевые цепи и концентрируется преимущественно в верхней
толще воды. Скорость осадконакопления в океане в целом невы-
сока, а тип накопления — другой, нежели на континенте. Методы
диагностики палеогеографических событий океана в основном
связаны с анализом относительно простых организмов — планк-
тонных и бентосных фораминифер, остракод, нанопланктона,
диатомей и радиолярий (рис. 73). При палеотемпературных рекон-
струкциях широкое развитие получил анализ планктонных фора-
минифер и диатомей, основанный на широком распространении
этих организмов в осадках морей и океанов и их тесных экологи-
ческих связях со средой обитания.
Из методов корреляции океанических событий следует отме-
тить изотопный анализ. Наиболее достоверные палеоокеанические
Реконструкции удается получить при сочетании микропалеонто-
логического, палеомагнитного и изотопно-кислородного анали-
зов, позволяющих использовать изотопные кривые не только как
палеогляциологические, но и как палеотемпературные.
Шельф, представляющий собой относительно узкую переход-
НУК) зону между океаном и материком, характеризуется своими
иалеогеографическими событиями, существенно отличающимися
°т таковых смежных блоков. Здесь по мере уменьшения толщи
°Ды быстро нарастают концентрация энергии, гидродинами-
ские процессы, не остаются постоянными гидрологические и
•2 с
Свиточ 353
Рис. 73. Методы диагностики и корреляции на океанах (условные
обозначения см. на рис. 72)
седиментационные факторы, увеличивается биомасса организ-
мов. В процессе колебания уровня океана шельфы существенно
изменяются по площади. В отличие от континентов и океанов
именно колебания уровня океана на шельфе — основное палео-
географическое событие, определяющее, по какому типу — мор-
скому или континентальному — пойдет его развитие и какие
процессы будут там доминировать. Из других палеогеографиче-
ских событий шельфа следует отметить климатические, развитие
ландшафтов, осадконакопление, эволюцию рельефа, фауны и
флоры.
Специфичны и методы диагностики главнейших палеогеогра-
фических событий шельфа — это литологический и геоморфоло-
гический анализы (рис. 74). Возрастает роль фауны моллюсков,
основные поля которых широко распространены на шельфе. Со-
седство с сушей предопределило высокую эффективность пали-
нологического анализа для палеогеографических реконструкции-
Из методов корреляции на шельфе наиболее распространено аб-
солютное (особенно радиоуглеродное) датирование. Это связано
как с обилием органогенного материала, так и с широким разви-
354
Рис. 74. Методы диагностики и корреляции на шельфах (условные
обозначения см. на рис. 72)
тием молодых позднеплейстоцен-голоценовых осадков, по неко-
торым оценкам занимающих 70 % площади шельфа.
Таким образом, исходя из характера основных палеогеографи-
ческих событий материков, океана и шельфа, из методов их диаг-
ностики и корреляции можно сделать следующие выводы. 1. В при-
родных процессах, происходящих в океанах и на материках, глав-
ное — это климатические изменения, в значительной степени
определяющие все остальные события. В позднем кайнозое для
континентов — это материковые оледенения, характер и динами-
ка физико-географической зональности и ландшафтов, для океа-
на — гидрологические и гидродинамические характеристики, зо-
нальность его вод и биологических полей. 2. Хотя тип природных
Процессов на шельфе определяется колебаниями уровня океана,
°н косвенно, через изменение объема материковых льдов, также
Плияет на эволюцию климата. 3. Методы диагностики палеогеогра-
фических событий океанов и материков существенно различают-
и обычно проводятся на разных группах животных и растений,
корреляция природных процессов материков и океанов физико-
^Мическими методами (палеомагнитным, абсолютного датиро-
а 355
вания, изотопии и т.д.) аналогична, а палеонтологическими м
тодами — существенно различается. 4. При дальних коррелягщ '
палеогеографических событий наиболее достоверные результат*
получают от сопоставления природных явлений близкого ранга
между которыми прослеживаются очевидные родственные связи’
Таким образом, необходим учет масштабов явлений и иерарх^
событий.
Существующие методы дальней корреляции по охвату геогра.
фических объектов можно разделить на локальные, проникающие
и сквозные. Первые используются при анализе природных явле-
ний внутри природных блоков, вторые — между сопряженными
блоками и только третьи — сквозные методы дают обнадеживаю-
щие результаты при дальних корреляциях. За исключением диато-
мового и палинологического анализов, условно отнесенных к
сквозным методам корреляции, все остальные методы (изотоп-
ные, палеомагнитные, абсолютного датирования) косвенные, не
позволяющие одновременно выполнять диагностику и корреля-
цию палеогеографических событий, что обусловливает использо-
вание комплексов методов при обязательном применении мето-
дов диагностики палеогеографических событий.
Корреляция природных событий позднего плейстоцена
(палеогеографические реперы)
Наиболее важными и четко прослеживаемыми палеогеографи-
ческими реперами позднего плейстоцена являются термические
максимум и минимум, а также события голоцена (см. рис. 71).
Термический максимум рисс-вюрма. Общепризнано, что терми-
ческий максимум последнего межледниковья — один из основ-
ных хронологических и палеогеографических реперов плейстоце-
на. В палеогеографической летописи он выражается климатиче-
ским оптимумом (земским, микулинским, сангамонским и т.д.),
отвечающим палинологической зоне Мв и крупной трансгрессии
океана (тирренской, земской, бореальной, казанцевской). На кис-
лородно-изотопной кривой обозначается резкий пик увеличения
содержания легких изотопов, соразмерного современным их зна-
чениям, часто выделяемым как подстадия 5е. Часто климатиче-
ский оптимум относят к рисс-вюрму, однако если в основу хро-
нологии плейстоцена положить крупные палеогеографические со-
бытия, более справедливо с него начинать поздний плейстоцен-
Это начало крупного межледниковья, отчетливо прослеживаемое
по многим элементам природного процесса. Продолжительность
межледниковья определяется по-разному: 1) объем межледниковья
крайне незначительный, около 10—13 тыс. лет, и охватывает только
события климатического максимума изотопной подстадии 5е, сПе
довательно, практически весь поздний плейстоцен представля
одну ледниковую эпоху (115—10 тыс. лет), разделенную интер-
стадиальными потеплениями, заключенную между земским и со-
временным межледниковьями; 2) межледниковье охватывает всю
эпоху стадии 5 длительностью около 56 тыс. лет (128 — 72 тыс. лет)
представляет сложное палеогеографическое событие ранга круп-
ного межледниковья, соразмерного более древним термоорто-
ндиматемам и состоящего из цепи потеплений и похолоданий,
фиксируемых изотопными подстадиями (a, b, с, d, е). Для корре-
ляции палеогеографических событий наиболее подходит времен-
ной интервал (репер) — подстадия 5е, особенно явственно про-
являющийся в климатических, гляцио- и гидрологических собы-
тиях позднего плейстоцена (см. рис. 71).
Корреляция климатических событий. В максимуме межледнико-
вья отчетливо фиксируется ряд климатических особенностей:
1) высокая тепло- и влагообеспеченность; 2) снижение темпера-
турно-влажностных градиентов по широтам; 3) сокращение их
отклонения от среднеширотных значений на континентах.
Среднеглобальное повышение температуры воздуха оценива-
ется в 2 °C, и отмечается почти повсеместное увеличение количе-
ства осадков, которое в высоких и средних широтах сопровожда-
ется повышением температуры, а в более низких широтах неболь-
шим ее снижением. При этом эта аномалия обусловлена увеличе-
нием расхода тепла на испарение большого количества осадков.
Для достаточно обстоятельно изученного термического оптимума
подстадии 5е Северного полушария установлено, что максималь-
ное превышение среднегодовых температур (на 6 —8 °C летних и
до 10 —12 °C зимних) над современными их значениями происхо-
дит на севере субматерика, а количество выпавших осадков (бо-
лее 100 %) — в южной и юго-восточной Европе, где в настоящее
время существует их дефицит.
Интересно, что переход от климатического оптимума плейсто-
цена к последующему вюрмскому похолоданию в высоких широ-
тах отмечался около 115 тыс. лет назад на границе подстадии 5е и
5d, а в умеренных и низких широтах много позже, около 75 тыс.
лет назад на границе стадий 5 и 4.
Корреляция океанических событий. Максимум термического оп-
тимума четко устанавливается и в палеогеографических событиях
океана. Это была эпоха высокого стояния уровня океанских вод,
На 5—8 м превышавшего современные его значения.
В максимум трансгрессии температуры океанских вод на эква-
ТоРе достигали 29—30 °C, термический экватор располагался в
Районе 10° с. ш.; в целом температура воды была на 1,4 °C теплее,
чем ныне. На акватории Тихого океана температура поверхност-
ях вод была выше современных значений на 0 — 2 °C с макси-
мальными положительными аномалиями (2—4 °C) в Японском
М°Ре и Калифорнийском апвеллинге (подъем холодных вод к по-
верхности океана). Севернее субарктической и к югу от антарКт
ческой зон конвергенции температуры воды были более низким'
(О—2 °C), чем ныне. Снижались циркуляция поверхностных Вол и
биопродуктивность прибрежных вод. и
В Индийском океане температура поверхностного слоя воды из\1е
нялась от 23 до 27 °C, а соленость была ниже современной. В Северн0'
Атлантике температура воды в целом незначительно превышу
современные ее значения (обычно не более 1 °C). При этом мак
симальные температуры отмечались южнее Исландии (до 3,62 °C)
а низкие — между 40 и 18° с.ш. (0,1 —1,4 °C). В термальном тренде
быстро нарастала температура поверхностных вод. Так, западнее
Ирландии общее потепление воды оценивается в 1,7 °C за тысячу
лет, а в начальную стадию трансгрессии — в 5,2 °C.
Корреляция уровней внутриконтинентальных водоемов. Каспий-
ское море в начале позднего плейстоцена испытывало небольшую
позднехазарскую трансгрессию. Уровень моря, по-видимому, не
превышал отметки+10 м. Однако это не помешало проникновению
каспийских вод по Манычу в карангатский бассейн Понта. Высо-
кий уровень в эпоху изотопной стадии 5 отмечается на озерах Север-
ной Африки. В это время на ряде внутриконтинентальных водое-
мов Южного полушария наряду с подъемом уровня воды уста-
новлено широкое распространение «дождевых» лесов или резкое
усиление флювиальных процессов. Таким образом, наряду с уве-
личением теплообеспеченности на обширных, ныне засушливых
континентальных территориях увеличивалась и степень увлажнения.
Итак, палеогеографические события межледниковья отчетли-
во выделяются в природной летописи рядом характерных черт и
служат хорошим палеогеографическим маркером. Для эпохи ти-
пичны такие черты, как высокая теплообеспеченность и большая
увлажненность, а также выравнивание температурных и влажно-
стных контрастов по широтам.
Это был период высокого стояния уровня океана, быстрого
нарастания теплоприхода с максимумом в изотопной подстадии
5е (128 —115 тыс. лет назад) и различного временного проявления
основных климатических событий в разных регионах. Интересная
закономерность изохронного проявления природных событий уста-
новлена для Южного и Северного полушарий. В Южном полуша-
рии температурные изменения вод океана на несколько тысяч лет
опережали процесс глобального сокращения объема материковых
льдов. В Северном полушарии временное соотношение повыше-
ния температуры океанских вод и уменьшения объема материкО'
вых льдов было противоположным. Если эти заключения справеД'
ливы, то одной из возможных причин этого может быть как по-
вышенная инерционность мощного антарктического ледника,
так и разные соотношения площади материков и океанов в Юх'
ном и Северном полушариях.
358
Термический минимум (последняя ледниковая эпоха). Последнее
гЛобальное похолодание климата в конце позднего плейстоцена
чет№ фиксируется в различных природных процессах: увеличе-
нии площади материковых и горных ледников, понижениях тем-
пературы океанических вод, колебании уровня внутриконтинен-
тадьных водоемов, изменении ландшафтов и т.д. Хронология этих
событий часто не совпадает и оценивается специалистами неод-
нозначно. Так, за начало последней стадии вюрмского (валдай-
ского) оледенения Северной Евразии обычно принимается вре-
около 25 тыс. лет назад — эпоха резкого нарастания похолода-
ния после средневюрмского (средневалдайского, каргинского) ин-
терстадиала. Существует также основанное на анализе изотопно-
кислородной кривой мнение о том, что практически весь поздний
плейстоцен представляет собой единое сильное похолодание, на-
чавшееся с подстадии 5d (около 115 тыс. лет назад) рядом осцил-
ляций. Учитывая временное скольжение верхней и нижней гра-
ниц похолодания, а также различные критерии, положенные в
основу хроностратиграфического выделения и расчленения, ви-
димо, объем этого события следует оценивать изотопной стадией
2, т.е. 11 — 30(27) тыс. лет назад. «Недавнее» геологическое про-
шлое поздневюрмского похолодания, целиком охваченное радио-
логическими датировками, позволяет достаточно обоснованно
проводить дальние и ближние корреляции различных палеогео-
графических событий этой эпохи.
Корреляция ледниковых событий. В конце позднего плейстоцена
наиболее ярким и относительно хорошо изученным палеогеогра-
фическим феноменом были оледенения в умеренных и высоких
широтах Северного полушария. На севере Евразии существовал
ряд ледниковых покровов с центрами оледенения как в матери-
ковой (Скандинавия, Полярный Урал, горы Средней Сибири и
Северо-Востока, Таймыр и др.), так и в островной (Исландия,
Британия, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Зем-
ля и др.) частях субматерика, имевших свою специфику строения
и развития.
В Северной Америке в разных центрах оледенения возникли
обширные ледники на низменностях и низкогорьях северо-восто-
ка и в горах запада материка. Концентрация богатых легкими изо-
топами кислорода континентальных льдов на Евразиатском и Севе-
Ро-Американском материках и послужила главной причиной утя-
желения изотопии океанических вод, отраженной на изотопной
Ki кале стадией 2.
В Западной Европе в начале (30—25 тыс. лет назад) временного
РУбежа изотопной стадии 2 отмечался теплый интерстадиал Пау-
ДоРф (денекамп), а затем (20— 10 тыс. лет назад) произошло силь-
1106 похолодание (поздний вюрм, поздняя висла) с криотерми-
Ческим и ледниковым пиками 20—15 тыс. лет назад. В конце эпохи
отмечались резкие положительные и отрицательные подвиж^
материковых и горных ледников и изменения температурных гра_
диентов, выделяемые как три похолодания дриаса и потеплев^
беллинг и аллеред.
Для поздневалдайского (осташковского) оледенения Русской
равнины характерны быстрое и резкое увеличение площади лед.
ников, начавшееся около 25 тыс. лет назад, и стадиальный харак-
тер развития. Самой значительной была ранняя (22—20 тыс. лет
назад) стадия, во время которой ледник достигал Осташкова (57°
с. ш.) на Валдайской возвышенности. Каждая из последующих ста-
дий была меньше предыдущей, а этап дегляции (таянья) затянул-
ся до стадии Сальскаупелька (южная часть Финляндии, 62° с. щ.)
около 10 тыс. лет назад.
В Сибири сартанское оледенение отмечалось примерно в те же
сроки (25—10 тыс. лет назад) и также стадиально с максимумом
вначале (25—17 тыс. лет назад), во время гыданской стадии. В Вер-
хоянских горах максимальная и очень скоротечная подвижка лед-
ников (жиганская) произошла раньше (около 31 тыс. лет назад) и
приходилась на конец конощевского похолодания Сибири.
Таким образом, ход последнего (поздневалдайского, осташ-
ковского) оледенения Русской равнины и Сибири в целом совпа-
дал по: 1) времени осуществления; 2) резкому началу и ритмич-
ной дегляции; 3) стадиальности и тенденции развития и с поло-
жением самой крупной подвижки вначале.
Сказанное отнюдь не исключает определенную дисгармонию
в развитии ледников севера Евразии. Разнообразие центров и
типов оледенения, их расположения на субматерике в разных
физико-географических зонах, несомненно, должно было про-
явиться во времени, ходе и динамике оледенений. Отчетливо это
выявляется при сравнении хронологии развития валдайского лед-
ника Русской равнины и сартанского ледника Верхоянских гор,
характеризующегося более динамичным и ранее наступившим раз-
витием.
Материковое и горное оледенения Западной Европы также в
основном совпадали с оледенениями Восточной Европы и Сиби-
ри, но были, по-видимому, менее дифференцированными, с рез-
кими климатическими и гляциологическими контрастами только
во время дегляции.
Грандиозным было материковое оледенение Северной Амери-
ки, где площадь ледников, охвативших обширные равнины на во-
стоке США и Канады и горную систему Кордильер на западе, в
максимум оледенения (около 18 тыс. лет назад) достигала 12 млн км •
Хронология событий изотопной стадии 2 Северной Америки вна-
чале включает относительно теплую эпоху Плам-Пойнт. Ее отло-
жения содержат массу растительных остатков, накапливавшихся
в условиях прохладного и влажного климата. Собственно поздне-
рцсконсинские отложения представлены моренами различных
ледников, ход развития которых часто не совпадал. Максимум
оледенения Аляски, охватившего площадь в 630 тыс. км2, со сни-
жением снеговой границы в горах на 850—1000 м, отмечался на 2
ТЬ1С. лет позднее, чем на озерных равнинах Эри и Онтарио, а пер-
вая крупная подвижка ледников произошла 33—29 тыс. лет назад,
р то время как в Скалистых горах и на тихоокеанском побережье
США было еще очень тепло. Однако максимум поздне-
длейстоценового оледенения наступил в Кордильерах, по-види-
мому, несколько раньше, чем у Лаврентийского ледника.
Самая крупная ледниковая подвижка в поздневисконсинскую
эпоху (криомер) прослеживается 22—13 тыс. лет назад. На восто-
ке Великих озер в ее моренах отмечаются интерстадиальные осад-
ки Ty-Крик. Достаточно разнообразная хронология ледниковых
событий Северной Америки в первую очередь объясняется терри-
ториальным положением и различием типов оледенения.
Сравнение ледниковых событий позднего вюрма Северной Ев-
разии и позднего висконсина Северной Америки позволяет сде-
лать вывод об их общем совпадении и близости эпох максимумов
(22— 15 тыс. лет назад). В Америке наступление ледников было ме-
нее резким, но более дифференцированным. Это, конечно, не
отрицает синхронности астрономически обусловленного похоло-
дания, а только выражает разное временное отражение климати-
ческого ритма.
Материалы изучения изотопии льда Антарктиды и Гренландии
указывают, что в целом их ледниковые покровы развивались весьма
сходно во времени. В Антарктиде на станции Бэрд в скважине на
глубине 1,5—1,3 км отмечается минимум содержания 18О, дати-
руемый 27—23 тыс. лет назад, близкая ситуация установлена и на
куполе С, и в керне скважины станции Восток во временном ин-
тервале 30 — 20 тыс. лет назад. В Гренландии кульминация холода
зафиксирована в скважине на глубине 1,25 —1,15 км в период 30—
25 тыс. лет назад.
На изотопных кривых арктического и антарктического льда
характерно отсутствие резкой нижней границы, все позднеплей-
стоценовое похолодание практически едино с небольшими отно-
сительными потеплениями около 40 и 22 тыс. лет назад. Первое из
них, по-видимому, соответствует среднему вюрму (висконсину)
Умеренных широт Северного полушария, второе — потеплению,
Предшествующему максимуму поздневюрмского похолодания. В целом
сходство климатических событий Гренландии и Антарктиды,
н°3можно, свидетельствует о меньшем искажении «первичного»
Климатического (термического) сигнала по сравнению с умерен-
ными широтами Северного полушария.
Корреляция уровней внутриконтинентальных водоемов. Сравни-
тельный анализ датированных уровней разнообразных по проис-
461
хождению и положению внугриконтинентальных водоемов цОк
зывают весьма различную картину их развития в эпоху второ "
изотопной стадии (рис. 75). Для большинства водоемов запада С]П а
это было время высокого положения уровня с максимумом Ii0
второй половине эпохи (23 — 20 до 11 тыс. лет назад).
Африканские и Аравийские озера, напротив, наибольшее по
вышение уровня испытывали в первую половину стадии 2, а с
конце эпохи в условиях сухого холодного климата уровень водое-
мов был низким. Для территории Северной Африки снижение
уровня в озерах наступило 15 тыс. лет назад, а на оз. Чад — на 3 тыс
лет раньше. Обратная ситуация отмечается для Каспия. В атель-
скую эпоху — 80—22 тыс. лет назад — уровень моря был исключи-
тельно низким, а позднее, вплоть до голоцена, происходила круп,
нейшая хвалынская трансгрессия с поднятием уровня на 100 м до
отметки 50 м абсолютной высоты, когда начался перелив каспий-
ских вод по Манычу в Черноморскую котловину.
Можно констатировать, что в районах расположения крупных
внугриконтинентальных водоемов эпоха изотопной стадии 2 ха-
рактеризовалась нарастанием похолодания климата и разнообраз-
ным ходом увлажнения с преобладанием режима высокого стоя-
ния уровня, соответствующего как увеличению количества осад-
ков, так и уменьшению величины испарения. При этом повышен-
ное увлажнение приходится в основном на начало — середину
эпохи, а его снижение — на конец. Специфическое поведение
уровня Каспия в это время, по-видимому, объясняется нараста-
нием уменьшения испарения к концу эпохи.
Корреляция событий в океане. Палеогеографические события
холодных эпох океана достаточно надежно устанавливаются по
утяжелению изотопного состава кислорода воды, фиксируемому
анализом ископаемых микроорганизмов, в целом отражающему
увеличение объема материковых льдов и понижение температуры
океанских вод.
В эпоху последнего похолодания воды Атлантики охлаждались
сильнее, чем воды Пацифики (5 “С против 2,9 °C), однако в об-
щем процесс был сходным: максимумы похолодания располага-
лись в умеренных широтах, в зонах апвеллингов и дивергенции.
Северные области океанов охлаждались глубже и на большие пло-
щади были охвачены морскими льдами, чем южные. Для Атлан-
тики установлен, а для Пацифики можно предположить и неоди-
наковый ход максимального охлаждения и последующего потеп-
ления океанических вод, ранее всего проявившийся в низких
широтах.
Можно заключить, что в изотопную стадию 2, отражаюШУ10
эпоху резкого увеличения объема континентальных льдов и сни-
жение теплового баланса, процесс похолодания был глобальны^
а падение температуры оценивается в -3 °C. Наибольшее охлаЖДе'
^Ис- 75. Состояние уровней и климатов внугриконтинентальных водоемов
в конце позднего плейстоцена (С. И.Варущенко и др., 1988):
£~~ западные бассейны США; II — Бонвилл; III — Серлз; IV — Лахонтен; V —
верная Африка; VI — Мертвое море; VII — Чад; VIII — озера Сахары и
Равийского полуострова; IX — Каспий; X— Южная Америка, оз. Алерк. Условные
j 0значения: 1 — высокий и максимально высокий уровни; 2 — низкий уровень;
~~ Прохладный влажный климат; 4 — прохладный сухой климат; 5 — холодный
и сухой климат; 6 — теплый и сухой климат
363
ние атмосферы отмечалось в высоких широтах: так, снижен^
летних палеотемператур в полярных районах Северного полуща
рия по сравнению с современными превышало -22 °C. Максималь'
ное падение температуры поверхностных вод океана устанавлива
ется для умеренных широт планеты.
Похолодание осуществлялось асинхронно. Началось оно в по-
лярных континентальных областях (30 — 25 тыс. лет назад), далее
охватило экваториальную зону океана (24—20 тыс. лет назад), по-
том (19—15 тыс. лет) континенты, где выразилось в виде резкого
увеличения масштабов горного оледенения и возникновения по-
кровных ледников умеренных широт. Еще позже похолодание рас-
пространилось на высокие широты океана (14—12 тыс. лет на-
зад), где значительно увеличились площади морских льдов. По-
видимому, в сходной последовательности происходили процессы
увеличения термической составляющей и дегляции ледников.
Более сложной была эволюция режима увлажнения. В эпоху
похолодания количество осадков по сравнению с настоящим вре-
менем было меньше. Особенно заметное снижение осадков (до
400 — 500 мм/год) отмечалось в Северном полушарии для обла-
стей северо-западной Африки и северо-востока Америки. В то же
время в некоторых районах северных субтропиков количество осад-
ков во время последнего похолодания было значительным: здесь
отмечаются высокие уровни водоемов. По времени проявления
условно выделяют раннюю холодную и относительно влажную
эпоху (до 20 тыс. лет назад) и позднюю эпоху, по-видимому, еще
более холодную и аридную (20—14 тыс. лет назад).
К отмеченным характерным чертам эпохи последнего похоло-
дания можно отнести и такие феноменальные явления, как круп-
ный экологический кризис, выразившийся в исчезновении боль-
шой группы млекопитающих (мамонт, овцебык и т.д.), в суще-
ствовании неповторимых ландшафтов (тундростепи) и в резком
усилении процесса лессонакопления. Все это свидетельствует о
палеогеографической индивидуальности эпохи изотопной стадии
2 и ее яркой хроностратиграфической выраженности.
Послеледниковье (голоцен). Послеледниковье, выделяемое в
геологической летописи как голоцен, — наиболее изученная па-
леогеографическая эпоха. В настоящее время ее начало многие ис-
следователи датируют около 13,3 тыс. лет назад, на границе позд-
него дриаса и предбореала — времени быстрого нарастания теп-
лоприхода в северных и умеренных широтах Земли и исчезнове-
ния там перигляциальных ландшафтов.
Голоцен в полном объеме охватывается радиоуглеродным Да"
тированием, это позволяет целиком систематизировать хроноло-
гию палеогеографических событий послеледниковья и с помоШь1°
ряда диагностических приемов коррелировать природные пронес'
сы, в первую очередь климатические, особенно четко проявлю
^щиеся опосредованно в изменениях ландшафтов Северной Ев-
разии, колебаниях арктических и антарктических ледников и уров-
ней разнообразных водных бассейнов.
Корреляция голоценовых событий Северной Евразии. Обширные
районы Северной Евразии в послеледниковье испытывали кон-
трастные колебания климата, достоверно прослеживаемые с по-
мощью анализа, сочетающего палинологические и радиоуглерод-
ные данные. Их корреляционный анализ позволяет заключить:
1. В атлантическую, суббореальную и субатлантическую эпохи
голоцена в северных и умеренных широтах Евразии зафиксирова-
ны потепления, по своим величинам превышавшие современные
значения. На большей части территории максимальным и наибо-
лее контрастным было потепление в позднеатлантическое (6—5 тыс.
лет) время, в отдельных районах (Кольский полуостров) превос-
ходившее современные температуры на 4 °C. В Атлантике отмеча-
лись еще два пика положительных температур, но они, как и тер-
мические повышения в суббореале и субатлантике, были менее
значительными.
2. Холодные эпохи с ярко выраженной тенденцией к уменьше-
нию пиков положительных температур со временем повсеместно
отмечаются в предбореале —бореале. Только в районе Пенжины в
эту эпоху было теплее, чем в современное время. В некоторых райо-
нах (Кольский полуостров, Центральная Якутия и т.д.) было до-
статочно холодно и в начале атлантической эпохи, т. е. по суще-
ству в этих местах граница холодной и теплой эпох смещается на
более поздние эпохи. Небольшое по времени, но контрастное и
почти повсеместное похолодание климата отмечается на границе
атлантической и суббореальной эпох. Достаточно устойчивое, но
не столь резкое похолодание прослеживается на рубеже суббореа-
ла и субатлантики.
3. Характер проявления увлажнения и его тенденция на обшир-
ной территории Северной Евразии более разнообразны и разно-
плановы вплоть до прямо противоположных. При корреляции кри-
вых увлажненности в крупных чертах хорошо прослеживается от-
носительная аридность в предбореале и бореале с возрастанием
Увлажнения в атлантике. Наибольшая влажность обычно совпада-
ет с голоценовым температурным оптимумом, а увеличение сухо-
сти — с пиком холода на границе атлантики и суббореала.
4. Для большинства районов можно выделить характерные кли-
матические ситуации, которые могут служить палеогеографиче-
сКИми реперами и основой для регионального расчленения голо-
Чена: а) доатлантический (предбореал—бореал, анатермал) го-
л°цен холодный, преимущественно сухой, с тенденцией нарас-
ТаНия положительных температур; б) атлантическое (мегатермал)
Теплое влажное время с оптимумом голоцена, выраженного се-
рией теплых пиков (до трех); в) эпоха постепенного снижения
465
температур (суббореал и субатлантика, кататермал) с двучден
ным строением относительно теплого суббореала и более пр0~
хладной субатлантикой.
Корреляция ледниковых событий. Палеоклиматическая интерпре
тация изотопии льда, хронологически обоснованная по скорости
его накопления и скорректированная радиоуглеродными датиров-
ками, показывает, что в Антарктиде и Гренландии суровая позд-
неплейстоценовая эпоха, во время которой температура была ниже
современных показателей на 6 —7 °C, закончилась в близком вре-
менном интервале около 10 тыс. лет назад, т. е. к началу голоцена
Климатический оптимум на острове Девон (Баффинов залив)
установился около 5,0 тыс. лет назад, изотопный состав льда был
тяжелым и превышал современные значения на 2%о, ледниковый
купол острова существенно сократился.
В Антарктиде, по данным изотонии ледового керна купола С,
относительно теплые условия существовали 11—8 тыс. лет назад,
холодные — 8—4 тыс. лет назад. Сходная климатическая ситуация
отмечается для станции «Восток». Таким образом, несмотря на
близкую эпоху начала голоценового потепления, оптимум голо-
цена в полярной области Южного полушария установился несколь-
ко раньше этого события в полярных широтах Северного полуша-
рия, где в это время существовал анатермал — эпоха постепенно-
го нарастания положительных температур.
Корреляция событий в океане. Малые скорости осадконакопле-
ния в океане предопределили небольшие мощности голоценовых
отложений, обычно не превышающие первые доли метра, и вы-
сокую степень постседиментационной переработки, что существен-
но затрудняет палеогеографическую и хронологическую диагно-
стику климато-гидрологических событий океана. По существу, сре-
ди большей части глубоководных колонок удается выделить собы-
тия, отражающие максимум голоценового оптимума, и характер
перехода от позднеледниковья к послеледниковью. Можно счи-
тать установленным и диахронный характер проявления после-
ледникового потепления, ранее всего начавшегося в пределах ан-
тициклональных зон тропических и субтропических районов океа-
нов, в дальнейшем захватившего экваториальные районы и в пос-
леднюю очередь полярные области океана. Подтверждается и раз-
новременность наступления голоценового оптимума, проявив"
шегося в Южном полушарии еще в бореале, а не в Атлантике,
как в умеренных широтах Северной полусферы.
Корреляция уровней внутриконтинентальных водоемов. Рассмот-
рение наиболее хронологически обоснованных данных позволяет
заключить о временном разнообразии характера увлажненности и
изменения уровней континентальных бассейнов, не позволяют^
группировать голоценовую историю озер в систему четко вЫРа
женных единых глобальных ритмов. Так, в начале голоцена озер
большого бассейна на западе США имели максимально высокий
голопеновый уровень, на десятки метров превышающий совре-
менное положение уреза воды. В центре Африканского материка
оз. Чад находилось в глубокой регрессии. Озера на севере Африки
в анатермале характеризовались переходным режимом — от высо-
кого к низкому стоянию уровня. Высокий урез вод в эту эпоху
отмечается для оз. Алерк (Чили), для Каспия (позднехвалынская
трансгрессия), Мертвого моря и оз. Аббе (Эфиопия).
В середине голоцена (Атлантика, мегатермал) большинство бас-
сейнов сухих субтропиков и смежных районов тропиков и уме-
ренных широт находилось в регрессивном состоянии, часто с мак-
симальным в голоцене падением уровня. Исключение составляет
оз. Чад, испытавшее трансгрессию. Для других африканских озер в
мегатермале отмечается сочетание регрессивно-трансгрессивных
тенденций. Сложную систему колебаний уровня испытывают и
озера Западного Китая. В умеренных и северных широтах Евразии
в это время, как известно, существовали тепло-влажные условия
голоценового оптимума и высокий уровень вод во внутриконти-
ненталъных бассейнах.
Конец голоцена (суббореал, субатлантика) характеризуется
разнообразием гидрологических ситуаций. Влажность и высокий
уровень отмечались на оз. Алерк в Чили, небольшие трансгрессии
были на озерах запада США. Регрессия охватила водоемы Север-
ной Африки. Переменчивый характер изменения режима вод ис-
пытывали озера Эфиопии, запада Китая, Мертвое и Каспийское
моря. В целом сходная ситуация колебания уровня водоемов в го-
лоцене характерна для озер крупных регионов (запад США, суб-
тропическая Африка), что указывает на специфику увлажненно-
сти этих территорий, определяющую направленность гидрологи-
ческого режима озер. Интересно, что сходное развитие в голоцене
имели Мертвое и Каспийское моря, расположенные в разных кли-
матических зонах и резко различные по типу водосборов. Для них
были характерны высокие уровни в анатермале, преобладание
регрессивной тенденции в начале среднего голоцена и двукратное
повышение уровня во второй половине голоцена.
Корреляция разнообразных природных процессов и событий
(климат, океанические воды, материковые льды, колебания уровня
внутриледниковых водоемов) голоцена подтверждает уже извест-
ные основные закономерности послеледниковья:
Е Теплая межледниковая эпоха с повсеместно прослеживае-
мой тенденцией — резким увеличением тепло- и влагообеспечен-
Ности, максимальным их проявлением в дальнейшем и последу-
ющим постепенным падением. Реальное осуществление этой тен-
денции во времени и пространстве разное.
2. Переход от позднеледниковья к голоцену, особенно контра-
рный по температурным параметрам, в океане был метахрон-
467
ным. Потепление в океанах раньше проявилось в антициклональ-
ных зонах тропиков и субтропиков, затем — в экваториальных
областях и позднее — в полярных районах.
3. В Южном полушарии нарастание теплообеспеченности на 2—
3 тыс. лет опережало этот процесс в Северной полусфере. Соответ-
ственно температурный максимум голоцена отмечался на юге в
бореале, а на севере — в Атлантике. Сходная ситуация прослежи-
валась и с увлажнением — процессом более сложным, чем терми-
ческий режим. В предбореале и начале бореала в Северной Евра-
зии было сухо, а в Бразилии максимально влажно; среди расти-
тельности господствовали дождевые леса.
Рассмотренный комплексный корреляционный анализ мето-
дом палеогеографических срезов по таким ярко выраженным па-
леогеографическим реперам, как максимум последнего межлед-
никовья (рисс-вюрм, изотопная стадия 5, подстадия 5е), второе
позднеплейстоценовое (вюрм И, валдай II, висконсин II, изо-
топная стадия 2), оледенение и послеледниковье (позднеледни-
ковье, голоцен, изотопная стадия 1), охватывает основные собы-
тия конца плейстоцена и позволяет установить общие закономер-
ности природного процесса всей эпохи, относительно непродол-
жительной (130—0 тыс. лет), но драматичной по содержанию и
динамичной по ходу преобразований, исключительно важной для
понимания современного состояния природы и прогнозирования
ее развития в будущем.
Показаны установленные многими отечественными и зарубеж-
ными исследователями характерные черты палеогеографии поздне-
го плейстоцена, а возможно, и всего квартера. Из них особенно
значимы такие важные черты природного процесса позднего плей-
стоцена, как полихронность и гетеродинамия, имеющие большое
значение для прояснения общих фундаментальных черт развития
природы и при разработке системы последовательности и сораз-
мерности палеогеографических событий.
В позднем плейстоцене полихронность устанавливается в раз-
нообразных соотношениях: синхронных и асинхронных (олиго-
хронных, метахронных, диахронных, гетерохронных и т.д.). В це-
лом синхронными были относительно крупные макроритмы, фик-
сируемые изотопными стадиями, а в палеогеографической лето-
писи — оледенениями и межледниковьями.
На более низких иерархических уровнях конкретные палеогео-
графические события в пространстве чаще осуществляются асин-
хронно и в разных соотношениях. Так, олигохронным было ПР0'
явление температурного максимума голоцена в северных и уме-
ренных районах Евразии. Метахронным стало изменение темпер3'
турного тренда поверхностных вод океана. Переход от тепла к хо-
лоду в океане сначала проявился в низких широтах, далее в среЛ'
них и высоких. Потепление вод океана в первую очередь отмечает-
тле
сЯ в антициклональных зонах тропиков и субтропиков, затем в
экваториальных и позднее — в полярных районах.
Голоценовое потепление в Южном полушарии произошло в
бореале и на 2—3 тыс. лет опередило этот процесс на севере (Ат-
лантике). Во время перехода от теплой изотопной подстадии 5е к
холодной эпохе подстадии 5d реакция океанических вод на тем-
пературные изменения отмечалась на несколько тысяч лет рань-
ше, чем реакция ледников. Дисгармоничным было и развитие
покровных ледников на одних и тех же континентах в разных цен-
трах оледенения, например, в висконсинском многокупольном
Лаврентийском покрове.
Еще более сложным (гетерохронным), вплоть до обратного,
было временное пространственное отражение характера увлажне-
ния, достаточно полно изученное в голоцене. В бореале в Сибири
осадков выпадало больше, чем ныне, а на северо-западе Европы,
Русской равнине и Дальнем Востоке — меньше.
Кроме временного разнообразия в природном процессе позднего
плейстоцена широко проявляется дисгармония масштабности осу-
ществления каких-либо процессов (гетеродинамия) в одни и те
же временные интервалы. В начале эпохи, в максимум межледни-
ковья, наибольшее потепление Восточного полушария отмечает-
ся в высоких широтах (60—65° с. ш.), где превышение современ-
ных летних температур достигало 6—8°, азимних 10—12°С. Юж-
нее эти градиенты сокращаются и в низких широтах переходят в
отрицательные значения.
Голоценовое потепление Восточного полушария сопровожда-
лось небольшим увеличением влагообеспеченности в высоких и
умеренных широтах. Напротив, в Западном полушарии в макси-
мум потепления в умеренных и субтропических широтах отмеча-
ется резкое сокращение увлажненности. Столь же различным было
и широтное распределение температуры в поверхностных водах
Атлантического океана в голоценовый оптимум. В начале голоцена
на озерах Большого бассейна запада США отмечался высокий
Уровень, а уровень африканского озера Чад был очень низким.
Все вышеизложенное позволяет сделать заключение: последствия
обусловленного Солнцем ритмичного (цикличного) поступления теп-
ло на Землю в неодинаковых природных условиях на определенных
иерархических уровнях в разной степени деформируются (искажа-
ются). Еще больше изменяется тесно связанное с теплообеспеченно-
стъю распределение влаги.
ГЛАВА 13
ЛАНДШАФТНАЯ СФЕРА
(ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА)
13.1. Современные и древние ландшафты
Ландшафтная сфера — это наиболее сложная по строению и
составу внешняя оболочка Земли, в которой взаимодействуют
смежные между собой ее составные части: литосфера, атмосфера,
гидросфера и биосфера. Вертикальная протяженность ландшафт-
ной оболочки, определяемая рельефом земной поверхности, со-
ставляет около 40 км. Для нее характерно исключительное разно-
образие проявления и взаимопроникновения различных процес-
сов, а также состояние исходного вещества разных соприкасаю-
щихся сфер.
В современной ландшафтной оболочке основным структур-
ным элементом является ландшафт — это однородный участок
поверхности Земли, в пределах которого различные природные
компоненты (горные породы, рельеф, климат, воды, флора и
фауна) тесно взаимосвязаны, образуя устойчивые сочетания.
Ландшафты очень разнообразны, только на Русской равнине
существуют десятки ландшафтов. В их названии обычно отмеча-
ются особенности строения растительного покрова и рельефа
данного участка. Например, в северных предгорьях Алтая выде-
ляют ландшафты лугово-степные, предгорной аллювиальной
равнины, степного мелкосопочника, боровых надпойменных
террас и т.д.
Внутри ландшафтов располагаются урочища и фации. Напри-
мер, внутри лугово-степных ландшафтов предалтайских предго-
рий существуют урочища: водораздельные останцовые сопки с
петрофитными вариантами луговой степи и малые речные доли-
ны с заболоченными лугами ивняков по днищам.
Сами ландшафты образуют более крупные естественные груп-
пировки — типы и зоны, выделение которых обусловлено в ос-
новном распределением, сочетанием и соотношением тепла и
влаги.
В свою очередь, неравномерное распределение по поверхности
Земли притока солнечного тепла, связанное с ее шарообразной
формой и астрономическими факторами, обусловливает широт'
ную климатическую поясность, определяющую главную геогра'
370
Рис. 76. Климатические зоны Земли:
1 — экваториальные; 2 — субэкваториальные; 3 — тропические; 4 — субтропические; 5 — умеренные; 6 — субполярные; 7 — полярные
фическую закономерность — ландшафтную зональность (рис
Другой тип ландшафтной структуры — вертикальная зональность '
связан с большими гипсометрическими контрастами на земцп-
поверхности и приурочен к горным системам.
В пределах самых крупных климатических градаций — холод
ном, умеренном и жарком поясах — располагаются разнообраз~
ные ландшафтные зоны (рис. 77).
В северном холодном поясе это зона арктических пустынь, з0На
тундры, зона лесотундры и редколесий. В южном холодном поясе
это зона антарктической ледяной пустыни и тундрово-луговая зона
В умеренном климатическом поясе располагаются зоны тайги
смешанных и широколиственных лесов, лесостепей, степей, по-
лупустынь, пустынь, средиземноморская, субтропических вечно-
зеленых и смешанных лесов, субтропических саванн, субтропи-
ческих пустынь и полупустынь.
Жаркий климатический пояс включает зону тропических ле-
сов, зону тропических саванн, зону тропических пустынь и зону
влажных экваториальных лесов.
Подсчитано (С. В. Калесник, 1970), что максимальные площа-
ди суши планеты занимают лесная (35,2 %), пустынная и полупу-
стынная (33,1) зоны, далее располагаются зоны саванн и редко-
лесий (17,3), степная (4,2), тундры (3,8), лесостепей и прерий
(3,4) и лесотундры (3,0 %). Следовательно, в природных зонах кон-
тинентов резко господствуют лесные и пустынно-полупустынные
ландшафты, занимающие около 70 % площади материков.
Палеоландшафт — это реконструированная прошлая природ-
ная обстановка. В отличие от современных ландшафтов, которые
выделяют по многим природным компонентам и обязательно с
учетом геолого-геоморфологической ситуации, особенностей кли-
мата, почв и растительного покрова, ландшафты прошлого ре-
конструируются по ископаемым находкам: по литолого-фациально-
му составу горных пород (эоловые песчаники, морены-тиллиты,
карбонаты, вулканогенные породы и т.д.), ископаемым почвам и
палеонтологическим остаткам (кости животных, раковины мол-
люсков, оболочки спор, пыльцы растений и диатомей, микрофа-
уны и т.д.).
В связи с этим палеоландшафтные реконструкции по достовер-
ности весьма гипотетичны и скорее воссоздают не конкретный
ландшафт, существовавший когда-то, а его фрагменты либо весь-
ма обобщенную природную обстановку ландшафтных зон пр0'
шлого.
Гипотетичность палеогеографических реконструкций связана
также с неповторимостью развития биоорганической компонен-
ты ландшафтов — с эволюцией флоры и фауны, осуществляв-
шейся без каких-либо повторов. Поэтому в истории Земли лаНД'
шафты, обусловленные в основном неорганическими компонеН'
379
i---— гг
'Полярные пустыни
70”"
60'
ЭДные ле
30"-
20°-
10°
0°
10'
я
20'
30'
полупуст
40'
50'
60'
70'
ц]Ирота
80'
*олИствен_
we
леса
Деся
ста
50°—7%
Uk®
: леса
Границы поясов
на суше и море
Границы зональ-
ных типов ланд-
шафтов
Рис. 77. Схема поясов
Пояс
-------- 80°
Арктический
70°
13°Г Субаркти-
> Дческий
^Z60’
м.
rj Умерен-
''Хный
40°
77^------ 30°
! /тропический
П-------- 20°
Ту Субэква-
г \ ториальный
---------- 10°
Экваториальный
------------ 0°
Экваториальный
:----------- 10°
Субэква-
ториальный
------------ 20°
Тропический
------------ 30°
Субтропический
------------ 40°
Умеренный
---------- 50«
Субантарктический
------------ 60°
Антарктический
-----------------------------------------70"
^датериковые Леднд^ Полярные пустыни
-<-----Теплые течения < , Господствующие
%Луга
Холодные течения
Границы секторов
и ландшафтных зон на гипотетическом материке
(С. В. Калесник, 1970)
тами, неоднократно повторялись (ледяные и эоловые пустыни
вулканические области и т.д.), а ландшафты, тесно связанные с
биоорганическими факторами, — никогда.
В прошлые геологические эпохи ландшафты резко отличались
от современных. Так, переслаивание горизонтов тиллитов (древ,
ние ледниковые породы) и карбонатов (осадки теплых морских
бассейнов) в геологических разрезах древнего материка Гондва-
ны, возможно, свидетельствует о парагенетическом сочетании
покровных ледников и относительно теплых океанических вод.
Совсем недавно, около 20—10 тыс. лет назад, на огромных про-
сторах Северной Евразии существовали необычные тундростеп-
ные ландшафты, где совместно обитали животные холодной тун-
дры (северный олень, лемминг, мамонт) и жарких степей (сай-
гак).
13.2. Систематизация палеоландшафтов
(палеогеографические шкалы)
Эволюцию ландшафтной оболочки в геологическом прошлом
лучше изучать с помощью палеогеографических шкал, представ-
ляющих упорядоченную систему и иерархию крупных природных
событий прошлого в их последовательности. Одно из важнейших
таких событий — образование палеоландшафтов и их функциони-
рование. Палеогеографические шкалы близки, но не подобны гео-
логическим шкалам, которые строятся на основе эволюции орга-
нического мира, на закономерностях залегания отложений и их
хронометрии. Цели геологической и палеогеографической систе-
матизации совпадают лишь в стратегии замысла — выделении
некоторых черт и упорядоченном описании последовательности
природных событий. Однако события эти различны: в геологии —
образование толщ осадков, проявление тектонических фаз вулка-
низма и т.д., в палеогеографии — ландшафты как совокупность
географических явлений.
В основу создания палеогеографических шкал положен прин-
цип палеогеографической доминанты, или палеодоминант, т.е.
выделение основного (важнейшего) палеогеографического явле-
ния (либо группы) и фиксация его развития во времени.
В качестве ландшафтных доминант на разных таксономических
и пространственно-временных уровнях могут выступать различ-
ные явления. Для древнейших геологических периодов архея и
протерозоя, когда отсутствовала высокоорганизованная органи-
ческая жизнь, доминантами могут служить особенности осаДКО'
накопления, характер проявления вулканизма и изменения с0'
става атмосферы. В фанерозое большое значение приобретают био-
генные (фауна и флора) доминанты.
374
Близость к современности, большая дифференциация природ-
ного процесса и обилие фактологического материала по четвер-
очному периоду обусловили большое разнообразие палеодоми-
нант плейстоцена. Так, по материалам анализа особенностей па-
леогеографического развития территории Северной Евразии, в
плейстоцене в схеме районирования стран СНГ и Балтии выделя-
ет следующие палеодоминанты (рис. 78): 1) материковое оледе-
нение; 2) горное оледенение; 3) подземное и наземное оледене-
ния; 4) перигляциальные явления; 5) колебания температур;
6) колебания увлажненности; 7) морские трансгрессии; 8) коле-
бания температур и увлажнения. Из рассмотрения схемы следует,
что многие доминанты, обусловливавшие плейстоценовые ланд-
Рис. 78. Схема районирования территории России и смежных государств
по характеру особенностей палеогеографического развития в плейстоцене
(распределение палеодоминант).
Нолеодоминантьг. 1 — материковое оледенение; 2 — горное оледенение; 3 —
п°лземное и наземное оледенения; 4 — перигляциальные явления; 5 — колебания
температур; б — колебания увлажненности; 7 — морские трансгрессии; 8 —
колебания температур и увлажнения. Районы: а — Валдайско-Кольский; б —
Уральский; в — Среднеазиатский; г — Таймырский; д — Кавказ; е — Тянь-
Шань, Памир; ж — Алтай, Саяны; з — Карпаты; и — Забайкалье; к — Верхоянье
п нагорье Черского; л — Южно-среднерусский; м — юг Западной Сибири; н —
Филенский; о — Западно-Сибирский; п — Ленский; р — Колымо-Яно-
*/|нДигирский; с — Среднеамурский; т — Туранский и Казахстанский
^елкосопочник; у — Печорский; ф — Обь-Енисейский; х — Каспийский; ц —
Черноморский; ч — Аральский; ш — Чукотский; щ — Камчатский; ы — Охотский;
э — Приморский; ю — Сахалинский; я — Курильский
37S
шафты, так или иначе связаны с оледенениями. Для район
вития покровных ледников (Русская равнина, север 3ari 33~
Сибири) — это материковые оледенения, для территорий
соким рельефом (Алтай, Памир, Кавказ и т.д.) — горные o' ВЬь
нения. По мере изучения динамики подземного оледенения?6'
верной Евразии этот феномен можно будет считать палеол
нантой для некоторых районов Сибири (Восточно-Сибирск МИ'
Анадырская низменности). В низких прибрежных районах, омы В
мых морями (Прикаспий, север Западной Сибири, север' Русск^
равнины и т.д.), доминантой, очевидно, будут трансгрессивн
регрессивные явления морских бассейнов. На обширных участк
периферии древних покровных ледников, на территории разви
тия тундрово-степных ландшафтов палеодоминантой может слу-
жить комплекс специфических так называемых перигляциальных
процессов.
Широко распространенной палеодоминантой служат палеокли-
матические события. В одних случаях это будут колебания степени
увлажнения, в других — изменения температуры. Для некоторых
вулканических районов (Центральная Камчатка, Курилы, Япо-
ния) палеодоминантами могут быть периодические катастрофи-
ческие природные явления — извержения, землетрясения и т.д.
И наконец, бывают синтетические (сложные) палеодоминанты,
состоящие из двух-трех палеогеографических событий. Например,
сочетание ледниковой и трансгрессивной доминант удобно для
построения палеогеографических шкал прибрежных районов се-
вера Евразии.
Отмеченный характер распределения палеодоминант вполне
очевиден, так как большая часть рассмотренных территорий рас-
полагается в пределах умеренных широт Северного полушария —
зоны широкого развития разных форм оледенения и контрастных
климатов. При движении к югу «ледниковые» доминанты сменя-
ются другими, связанными с колебаниями увлажненности, кото-
рые в палеогеографически «консервативных» экваториальных райо-
нах Земли становятся основными.
Классификация шкал. Палеогеографические шкалы можно клас-
сифицировать по ряду признаков и в первую очередь по простран-
ственному и временному. В зависимости от территориального фак
тора шкалы могут быть: районными, региональными, зональны
ми, материковыми (океаническими) и глобальными. Из РаЗН
типа шкал, построенных по территориальному признаку, °ДИ
из наиболее важных будут региональные палеогеографичес
шкалы, отражающие временную специфику природных пР°ге0_
сов, создающих ландшафтную мозаику единых естественно-
графических территорий, и представляющие фактологиче ~
основу для построения шкал более высокого таксонометрич
го ранга. Оценивают палеогеографические события в масип
хронологии. Однако при отсутствии надежной хронологической
Ге«овы (абсолютных датировок) последовательность палеогеог-
°С/Ьических явлений определяют относительно друг друга по прин-
Р пУ «до — древнее, после — моложе». При этом важно устано-
ц продолжительность палеогеографических событий и зоны
6 ерывания палеогеографической информации. Из-за неполноты
° ^логической летописи эти зоны могут быть очень значительны-
ми Например, в геологических разрезах Карелии часто отсутству-
т информация от протерозоя до голоцена.
Подразделения и терминология палеогеографических шкал. Па-
леогеографические шкалы совместно с хроностратиграфически-
мИ подразделениями характеризуют некоторые природные про-
цессы в масштабах геологического времени. При классификации
тесная связь между ними подразумевает возможность использова-
ния аналогичных либо близких понятий.
Исходя из того что основная задача палеогеографических шкал —
анализ природных событий в геологическом времени, в основу
этих шкал кладут подразделения геохронологической шкалы, ис-
пользуя ее терминологию (табл. 8), однако при этом следует
помнить о необязательности строгого временного совпадения па-
леогеографических и геохроностратиграфических подразделений.
Таблица 8
Стратиграфическая, технологическая и палеогеографическая шкала
(В. А. Зубаков и др., 1983)
Группы Подразделения шкал
стратигра- фической геохроноло- гической палеогеогра- фической
Общая шкала "—— Основные Группа Система Отдел Ярус Зона Раздел Звено Ступень Стадия Уровень Эра Период Эпоха Век Время Этап Пора Палеоэра Палеопериод Палеоэпоха Палеовек Палеовремя Палеоэтап Палеоинтервал Палеохрон Палеостадия Палеоэпизод
Подразделения четвертичной СИстемы
Региональные Горизонт — Палеомомент
Свободного пользования — — Палеособытие
377
Их выделяют по разным категориям, они отражают разные стор0
ны природного процесса и зачастую неадекватны по времени про
явления.
Для крупных палеогеографических событий принимают систе
матику и терминологию общей геохронологической шкалы с при.
ставкой палео--сокращенной частью слова «палеогеографиче.
ский»: палеоэра, палеопериод, палеоэпоха и т.д. Для геологи-
чески непродолжительного плейстоцена используют такие под-
разделения палеогеографической шкалы, как палеоэтап, палео-
интервал, палеохрон и палеоэпизод, соответствующие основным
единицам климатостратиграфического подразделения четвертич-
ной системы.
Возможно также использование терминов «палеомомент» (мо-
мент) и «палеособытие» (событие). Палеомомент обозначает крат-
кое палеогеографическое событие, часто катастрофического ха-
рактера (извержение вулкана Кракатау, ашхабадское и спитак-
ское землетрясения и т.д.) и является низшим таксономическим
рангом палеогеографической шкалы. Палеособытие — нейтраль-
ный термин свободного пользования для обозначения палеогео-
графического явления любого ранга, его можно широко приме-
нять и в региональных палеогеографических шкалах.
При создании региональных палеогеографических шкал воз-
никает проблема их корреляции, от достоверности которой зави-
сит создание шкал и палеогеографических схем более высоких
таксонометрических рангов. Трудности, существующие при гео-
логической корреляции, еще более усугубляются при анализе па-
леогеографических шкал, поскольку они создаются на основе до-
минант, существенно различающихся между собой, например
морских трансгрессий и оледенений. При палеогеографической
корреляции следует использовать правило: палеогеографический
признак, положенный в ее основу, должен быть азональным, т.е.
проявляться и опознаваться во всех коррелируемых районах. Та-
кими признаками обладают многие явления природы: трансгрес-
сии моря, палеогеографические кризисы, катастрофические при-
родные события. Основой многих корреляций могут служить куль-
минационные климатические моменты и в первую очередь темпе-
ратурные, на сегодня представляющие наиболее широко исполь-
зуемую палеодоминанту при дальних палеогеографических сопо-
ставлениях.
13.3. Ландшафтные обстановки фанерозоя
Фактологическая (историческая) основа анализа природы Фа'
нерозоя обильна и разнопланова. Помимо стратиграфической
шкалы фанерозоя, построенной на эволюции морской беспозво-
точной фауны, выполнено множество исследований, с разной
деленью достоверности характеризующих многообразие природ-
ного процесса: тектоническую и вулканическую активность, ко-
лебания уровня океана, изменение состава атмосферы и магнит-
ного поля Земли, развитие фауны и флоры, характер осадкона-
копления и т.л. Большинство этих явлений (процессов) прямо и
косвенно связаны между собой и в разной степени отражаются на
географической оболочке. Сложность и многокомпонентность
взаимодействия служат причиной того, что связь между разными
природными явлениями может быть очевидной и неочевидной, а
время действия соотносится как синхронно, так и асинхронно.
Это хорошо видно на рис. 79, гле во временной последовательно-
сти схематично показано развитие ряда важнейших компонентов
П процессов природы, во многом определяющих характер геогра-
фической оболочки в фанерозое.
Однако ни один из рассмотренных процессов сам по себе пол-
ностью не характеризует такую сложную систему, как ландшафт-
ная оболочка, и только в комплексе с другими может служить
основой для временной систематизации палеогеографических со-
бытий, отраженной в палеогеографических шкалах, построенных
по принципу палеогеографических доминант (палеодоминант). Для
фанерозоя большое значение имеют биогенно-ландшафтные до-
минанты. Основой его палеогеографической периодизации на вы-
соком таксономическом уровне может служить изменение древ-
них ландшафтов, отражающее неповторимый хол развития гео-
графической оболочки Земли за последние 600 млн лет в системе
таких палеоломинант, как климат, колебания уровня океана, эво-
люция органического мира, характер рельефа и материковые лед-
ники. По этим признакам в фанерозое выделяют палеоландшафт-
ные периоды (см. рис. 79): 1) раннепалеозойский термальный та-
лассократический; 2) раннегондванский ледниковый; 3) средне-
палеозойский термальный; 4) позднегондванский ледниковый;
5) пермо-триасовый аридно-геократический; 6) мезозойский тер-
мальный; 7) мел-палеогеновый талассократический; 8) поздне-
кайнозойский ледниковый.
Раннепалеозойский термальный талассократический период (Се—
О?; интервал 570 — 460 млн лет, продолжительность ПО млн лет)
был эпохой относительно слабого проявления вулканизма и пе-
ременного состояния древнего геомагнитного поля. В раннем кем-
брии завершилась байкальская складчатость, а в позднем отмеча-
йся начало каледонской складчатости (салаирская фаза).
Климат был теплым с периодическим колебанием степени увлаж-
нения: в начале кембрия и ордовика преобладали аридные усло-
вня, в среднем кембрии и ордовике было влажно. Существовала
°тНосительно простая климатическая зональность: к юту и северу
°т Жаркой и влажной тропико-экваториальной зоны климат был
379
Рис. 79. Развитие некоторых природных процессов в фанерозое
1 — переменная; 2 — отрицательна
Развитие некоторых природных процессов Палеогеографические периоды Продолжительность, млн лет
Эпохи развития флоры Эпоха расцвета (нн) и вымирания 1 1 1 1 1 \ ж....... в Э- Максимумы (•) и мини- мумы (о) изменения от- носительной массы СОг Палеогеографические IIWVTTW Г
Плауны Прокариоты Псилофиты Голосеменные Покрытосеменные Папоротники !•—* Hill 11111* Hili’-1 'll!!1—1 •—•ЧП1—1 1 О О О О О О о 0 о 0 • О • 0 • о • Мезокайнозойский ранний поздний Позднекайнозойский ледниковый - 4П 37
Мел-палеогеновый талассократический _ 90 Мезозойский термофильный 1QA 60 100
iyu Пермо-триасовый аридно-теократический _ тел 60
Позднепалеозойский Позднегондванский ледниковый 70
JzU Среднепалеозойский термофильный ДТП 100
Раннепалеозойский Раннегондванский ледниковый д<Л 40
Раннепалеозойский термофильный талассократический - 670 ПО
Палеогеографическая периодизация. Геомагнитная полярность:
~~ положительная
381
теплым и сухим. В начале эпохи в атмосфере пониженное содержа.,
ние диоксида углерода и кислорода, в конце — повышенное.
В эту эпоху уровень стояния океана высокий. Максимум транс-
грессии отмечался в ордовике, когда около 72 млн км2 площади
материков было затоплено морем. Трансгрессии в основном охва-
тили материки Северного полушария, суша Южного полушарця
занимала более высокое гипсометрическое положение. Для океа-
нических вод был характерен кальциево-магниевый, бикарбонат-
но-хлоридный солевой состав, близкий по концентрации к кон-
центрации современного океана.
В рельефе суши преобладали низменные и слабоволнистые рав-
нины либо сильно разрушенные горные массивы байкалид. Гос-
подствующими типами осадконакопления было карбонатное, осу-
ществлявшееся в мелководных эпиконтинентальных бассейнах, где
находились крупные органогенные сооружения (рифы), и терри-
генное (песчано-глинистое) в аллювиальных долинах. Кембрий —
одна из крупнейших эпох соленакопления и образования залежей
фосфоритов.
Почти вся органическая жизнь концентрировалась в прибреж-
ных участках и на дне эпиконтинентальных морей. По своему со-
ставу она резко отличалась от позднего докембрия. В раннем кем-
брии в результате «биологического взрыва» возникли все основ-
ные типы морских беспозвоночных животных с господством три-
лобитов, археоциат, брахиопод, граптолитов. У организмов появ-
ляется скелет, отражающий переход на новую, более высокую
эволюционную ступень. Среди растений преобладают разнообраз-
ные водоросли, в конце периода на обводненных низменных по-
бережьях появились первые споровые растения (псилофиты).
Среди ландшафтов господствовали низменные либо слабохол-
мистые безжизненные равнины, перемежавшиеся с участками
низко-, реже среднегорного бедленда. В условиях мертвой пусты-
ни происходили процессы выветривания, на поверхности пород
преобладали окислительные условия и образовывались красноцвет-
ные коры выветривания.
В целом раннепалеозойский термо-талассократический пери-
од — это длительная эпоха теплого климата с переменным увлаж-
нением климата, высокого стояния уровня океана, относительно
спокойного тектонического и вулканического режимов, отсутствия
на суше высокоорганизованной жизни, бурного расцвета беспоз-
воночной фауны в морях, господства на суше низменных безжиз-
ненных ландшафтов. Это была эпоха inatus terra continent (безжиз-
ненных континентов).
Раннегондванский ледниковый период (О3—S,; интервал 460 — 420
лет, продолжительность 40 млн лет). Отмечается таконская фаза
каледонского орогенеза и усиление магматизма, эпоха положи-
тельной полярности геомагнитного поля. Происходит похолода-
382
jjne климата, усиливается его контрастность и зональность. В уме-
,,ецных и высоких широтах появляются новые климатиче-
ские зоны — умеренного и нивального климатов.
Гондвана, представлявшая собой огромный массив суши, час-
тично находилась в высоких широтах Южного полушария и неод-
нократно (более 10 раз) покрывалась ледниками. Разнообразные
следы раннегондванского оледенения установлены на юге и запа-
де Африки, в Южной Америке и Аравии. Центры материкового
оледенения, по-видимому, располагались в горах и на плато Бра-
зилии, Западной Африки и Аравии, откуда ледники опускались
на равнины, частично достигая побережий с образованием шель-
фовых ледников.
Это было время неустойчивого относительно высокого стояния
океана, а отмечавшиеся понижения его уровня, по-видимому,
были связаны с усилением каледонской складчатости и возник-
новением ледниковых покровов. Характерно зональное разнооб-
разие генетических типов пород. В теплых экваториальных бассей-
нах формировались толщи карбонатов, в аридных лагунах — эва-
пориты, в областях оледенения — тиллиты, при этом часто древ-
ние морены переслаивались известняками — продуктами накоп-
ления в водах теплых эпиконтинентальных бассейнов. Это обстоя-
тельство показывает, что в периферических частях ледниковой
области происходили частые и неоднократные подвижки ледни-
ковых языков, далеко выходивших за пределы районов леднико-
вой аккумуляции. Во время потеплений, имевших межледнико-
вый характер, ледники таяли и отмечались гляциоэвстатические
трансгрессии, во время которых в водах теплых морей морена могла
перекрываться морскими карбонатными образованиями. Случаи
резкого и быстрого изменения природных обстановок известны и
в более поздние эпохи, например в истории кайнозойского оле-
денения, когда в конце среднего — середине позднего плейстоце-
на за несколько десятков тысяч лет в центральных районах Рус-
ской равнины дважды возникали покровные ледники, разделен-
ные теплой эпохой микулинского межледниковья с массовым раз-
витием широколиственной растительности.
В рельефе древних материков сочетались низменные аккумуля-
тивные равнины с участками денудационных плато и горными
хребтами, возникшими в результате каледонской складчатости. На
Материках Северного полушария существовали обширные горные
системы: в Скандинавии, на Британских островах, Алтае, Тянь-
Шане, в Забайкалье и на Таймыре.
В морских бассейнах бурно развивались наутилоидеи, грапто-
литы и строматолиты, в конце ордовика вымирают несколько
°трядов табулят, ряд семейств трилобитов и брахиопод.
Продолжается дифференциация ландшафтов и усиливается их
контрастность. Наряду с примитивными ландшафтами гумидных
равнин и плато широкое распространение получают ландщафт
ледяных и горных пустынь. По-видимому, перед фронтом покрой
ных ледников существовали пустынные перигляциальные лан.г
шафты, в грунтах которых проявлялись криогенные процессы. На
это указывают находки каменных полигонов и клиновидных ггес
чаных жил в нижнепалеозойских отложениях Сахары.
Раннегондванский ледниковый период был временем шир0.
кого развития покровных и горных ледников безжизненной юж-
номатериковой суши, относительно высокого стояния уровня
моря, похолодания и усиления контрастности климатов, ланд-
шафтов, рельефа, разнообразия условий осадконакопления.
Среднепалеозойский термальный период (S2—С,; интервал 420—
320 млн лет, продолжительность 100 млн лет) характеризуется
активной тектонической и вулканической деятельностью и пре-
имущественно отрицательным геомагнитным полем. В начале де-
вона заканчивается каледонская складчатость, в конце его и в
начале карбона отмечаются окадийская, бретонская и судетская
фазы герцинского орогенеза.
Климат был от теплого до жаркого, с переменным режимом
увлажнения. В девоне господствовали аридные условия и произошла
смена кислород-углекисло-азотного состава атмосферы на близ-
кий к современному углекисло-кислородно-азотный, было влаж-
но и жарко. Существовали климатические зоны: влажная эквато-
риально-тропическая, тропическая аридная и субтропическая.
Уровень океана, в целом оставаясь относительно высоким,
испытывал значительные колебания. В конце силура — начале де-
вона была регрессия, обусловленная позднекаледонской складча-
тостью, в дальнейшем сменившаяся крупной трансгрессией, ох-
ватившей обширные территории суши Северного полушария.
Девон — активная вулканогенная эпоха, время накопления
карбонатных отложений и мощных толщ гидрохимических осад-
ков мелководных солеродных бассейнов, наземно-вулканогенных
формаций и бокситов. Увеличение количества влаги в карбоне
привело к смене господствующего красноцветного осадконакоп-
лениая на угле- и торфонакопление.
В начале периода отмечалось высокое положение материков,
70 % которых представляли сушу с разнообразными формами
рельефа: от горных хребтов и высоких плато поздних каледонид и
ранних герцинид до низменных прибрежных равнин древних плат-
форм.
Крупные изменения произошли в органическом мире. В океа-
не происходит массовое распространение рыб, брахиопод, ДВУ"
створчатых моллюсков и низших ракообразных, кистеперые рыбы
дают начало амфибиям. К концу девона вымирают многие трил°'
биты, граптолиты, остракоды, фораминиферы и мшанки. Суи13
заселяется насекомыми и земноводными, в начале карбона поя®'
384
ляются первые рептилии. Несколько ранее сушу осваивает расти-
тельность; сначала это были псилофиты, в середине девона сме-
нившиеся плаунами, хвощами и папоротниками. Не исключено,
что активное освоение суши животными организмами определен-
но связано с увеличением содержания кислорода в атмосфере и
усилением озонового экрана от губительного ультрафиолетового
излучения Солнца.
Массовое появление растительности на суше привело к каче-
ственному изменению ландшафтов — смене абиогенных палеобио-
генными с господством высших споровых растений, а также к
изменению геохимической обстановки выветривания, возникно-
вению почв. Разнообразие природных условий привело к диффе-
ренциации ландшафтов с широким развитием красноцветных
пустынь, вулканогенных плато и заболоченных низменностей, за-
росших псилофитовой и археоптериевой растительностью.
Среднепалеозойский термальный период представляет собой
длительную эпоху развития географической оболочки Земли с
весьма контрастными природными процессами: тектоническими,
климатическими, осадконакоплением, более высоким эволюци-
онным уровнем развития органической жизни, освоением ею
суши, появлением древнебиогенных ландшафтов высшего типа.
Продолжительная палеогеографическая история периода раз-
деляется на две эпохи. В первую отмечались низкое стояние уровня
океана, жаркий сухой климат, красноцветное осадконакопление
и соленакопление, пустынные аридные ландшафты. Во вторую —
трансгрессия океана, теплый влажный климат, угленакопление,
ландшафты заболоченных облесенных низменностей.
Позднегондванский ледниковый период (С3—Р2; интервал 320—
250 млн лет, продолжительность около 70 млн лет) приходится
на основную и заключительную фазы герцинского орогенеза (су-
детская, астурийская, уральская, заальская). Древние платформы
Северного полушария были «спаяны» в обширный материк Лав-
разию, в конце карбона совместно с Гондваной он образовал су-
перматерик Пангею. Это была эпоха отрицательной геомагнитной
полярности Земли и активного вулканизма.
Отмечается постепенное похолодание климата, начавшееся с
Раннего карбона и достигшее кульминации около 300 млн лет
Назад на границе среднего и позднего карбона. Обостряются кли-
матические контрасты, возникают новые климатические зоны: в
Южном полушарии — холодная, умеренно-холодная и аридно-
холодная, в Северном полушарии — умеренно-холодная.
Гондвана неоднократно покрывалась материковыми льдами,
Наступавшими из нескольких центров оледенения: Центральной
И Южной Африки, Юго-Восточной Австралии, Северной Индии,
ГоР Южной Америки. Широкое распространение получили гор-
ные и шельфовые ледники. Оледенение сначала охватило Южную
13 Свиточ 3RS
Африку и Южную Америку, позже — Антарктиду и Австралию
По мере усиления оледенения уровень океана понижался, испы-
тывая, по-видимому, небольшие поднятия в межледниковые эпохи
Разные условия осадконакопления обусловили разнообразие
типов отложений. В ледниковых областях образовывались тилли-
ты, в низменностях умеренно- и тепло-влажных зон активно шл0
угленакопление — одно из крупнейших в истории Земли, в зонах
недостаточного увлажнения формировались красноцветы и раз-
личные гидрохимические осадки, а в тропических морях — орга-
ногенные карбонаты.
Рельеф суши был чрезвычайно разнообразен. На месте герцин-
ского орогенеза на Урале, Тянь-Шане, Арденнах, Аппалачах, Кап-
ской области и в других местах возникли горные хребты. Припод-
нятое гипсометрическое положение занимал весь материк Гондвана.
В океане бурно развивались фузулиниды и гониатиты, на суше —
членистоногие, стегоцефалы и рептилии. Впервые ясно просле-
живается палеоботаническая зональность. Возникают три палео-
флористические области: в зоне влажно-экваториального и тро-
пического климатов — вестфальская с господством древовидных
плаунов и папоротников; в умеренно-влажном климате Северно-
го полушария — Тунгусская область, где преобладали ныне вы-
мершие кордаитовые леса; в умеренно-холодном климате Южно-
го полушария существовала область чрезвычайно типичной для
позднегондванского ледникового периода глоссоптериевая фло-
ра, названная по папоротнику Glossopteria — одному из пионеров
холодолюбивой растительности (рис. 80). Все большее распростра-
нение получали голосеменные растения.
Для периода характерно многообразие ландшафтной зональ-
ности. На материке Гондвана господствовали ландшафты гляци-
альной и перигляциальной пустыни и глоссоптериевой тундры.
На суше Северного полушария были широко развиты ландшафты
заболоченных тропических лесов и горных пустынь.
В целом позднегондванский ледниковый период был эпохой
длительного похолодания климата и самого продолжительного
материкового оледенения, активной тектонической и вулкани-
ческой деятельности, контрастных ландшафтов с проявлением
зональности во многих природных процессах.
Пермо-триасовый аридно-геократический период (Р2—Т; интер-
вал 250—190 млн лет, продолжительность 60 млн лет) приходит-
ся на заключительную — пфальцскую фазу герцинского орогене-
за, начало киммерийской складчатости и дробления Пангеи, об-
разования рифтовых зон, проявления траппового вулканизма,
преимущественно прямой геомагнитной полярности.
Климат был в основном теплым и сухим. Аридизация климата
привела к расширению областей недостаточного увлажнения и
упрощению климатической зональности. В пустынях количеств0
Schizoneura
gondwanensis
Gangamopteris
cyclopteroides
Рис. 80. Некоторые типичные представители ископаемых папорот-
никообразных Гондваны (Б. Джон и др., 1982)
осадков не превышало 150 мм/год, а в умеренно-аридных облас-
тях доходило до 500—700 мм/год при средних температурах воз-
духа 22-27 °C.
Пермо-триас — ярко выраженная теократическая эпоха; уро-
вень океана был наинизшим в фанерозое, его воды имели повы-
шенную соленость (до 40 %0 и более), а состав солей был близок
нынешним водам океана. На континентах преобладало карбонат-
но-красноцветное и гидрохимическое осадконакопление, широ-
кое распространение получают пролювиальные и эоловые фации.
В теплых морях образовывались рифогенные породы, на низмен-
ных участках увлажненной суши формировались залежи углей.
На суше Северного полушария доминировал выровненный
Низменно-холмистый рельеф с отдельными сохранившимися от
Разрушения горными хребтами герцинид. Гондвана сохраняла вы-
сокое положение и представляла систему плато, поднятых рав-
нин, глыбовых гор и впадин.
В морях господствовали цератиты и различные пресмыкающиеся
(ихтиозавры, плезиозавры и т.п.), на суше — разнообразные яще-
Ры, в том числе летающие, появились первые млекопитающие,
ВеДУщие свое происхождение от звероподобных рептилий. Это была
387
эпоха массового вымирания животных. К концу триаса ис
около половины беспозвоночных, вымирают стегоцефалы л3ает
линиды, четырехлучевые кораллы, табуляты, гониатиты ’j/y3y'
дние трилобиты, большинство амфибий, многие Древние пмкЛе'
рептилии. Ь1 и
Наступает расцвет мезофитной голосеменной растительно
Более приспособленные к недостатку влаги смешанные хвой ТИ
гинкгово-цикадофитовые редколесья пришли на смену кордаит°
вым лесам на обширных пространствах древних материков. На ра°
нинах и плато господствовали красноцветные ландшафты жапк
пустынь и саванн, в горах они были почти безжизненными
низменных районах существовали лесные заболоченные массивы
с переменным увлажнением.
Пермо-триасовый аридно-геократический период представлял
эпоху неповторимых палеогеографических обстановок — длительно-
го существования жаркого засушливого климата, низкого уровня
океана, специфических красноцветных ландшафтов, господства в
море и на суше разнообразных рептилий, развития голосеменной
растительности, грандиозных изменений состава органического мира.
Мезозойский термофильный период (J—К,; интервал 190—100 млн
лет, продолжительность около 90 млн лет) приходится на конец
киммерийской складчатости, особенно энергично проявившейся
в Северной Америке (нивадийская фаза) и Северо-Восточной Азии.
Активно протекает рифтогенез, намечается раскол Гондваны (ко-
нец юры), сопровождаемый усилением вулканической деятель-
ности, материки смещаются к северу, в геомагнитном поле пре-
обладает положительная полярность.
Климат был теплым, переменно-влажным, в конце периода —
аридным, существовали климатические зоны: влажная экватори-
ально-тропическая, к северу и югу от нее — влажные и аридные
субтропические и умеренные зоны. В составе атмосферы в нижнем
мелу отмечается максимальное содержание кислорода, неоднок-
ратно изменяется уровень океана с общей тенденцией нарастания
трансгрессии к концу периода.
Отложения эпохи разнообразны: флиш, морские терригенно-
карбонатные образования, залежи лимнических углей, эвапори-
товые и эоловые накопления, продукты наземного и морского
вулканизма. Для рельефа характерно многообразие генетических
типов — от низменных морских и аллювиальных равнин и волн
стых плато до останцово-глыбовых и молодых горных хребтов.
В морях среди беспозвоночных преобладают аммониты, М
створчатые моллюски и белемниты. В воде и на суше господству
разнообразные, в том числе гигантские, рептилии. Появля
первые птицы и змеи, в морях — диатомеи. Среди растительн
доминирует голосеменная (неомезофитная) флора, предста
ная хвойно-лиственными лесами.
Особенности режима увлажнения во многом определяли типи-
И1О ландшафтов. В эпохи гуминизации господствовали низмен-
сильно обводненные ландшафты (болотные, озерные и т.д.)
активным угленакоплением, в эпохи недостаточного увлажне-
с я __ редколесья и саванны.
В целом в мезозойский термофильный период продолжительно
уществовал безморозный переменно-влажный климат, происхо-
пиди колебания уровня океана с постепенным нарастанием транс-
гпессии, получили широкое развитие низменные обводненные
пандШаФты’ в моРе и на суше господствовали рептилии и голосе-
менная растительность. По физико-географическим константам он
во многом напоминает среднепалеозойский термофильный пери-
од. Различия между ними заключаются в разном уровне эволюци-
онного развития растительного и животного мира, определявше-
го характер палеоландшафтов.
Мел-палеогеновый талассократический период (К2—JP2 интервал
100—40 млн лет, продолжительность около 60 млн лет). Заверша-
ется распад Гондваны и Лавразии, в конце мела положение мате-
риков становится близким к современному. В палеогене нарастает
альпийский орогенез, образуются рифтовые зоны в Гренландии и
Индостане. Преобладает прямая намагниченность магнитного поля
Земли.
Климат был теплым и преимущественно влажным. В умерен-
ных широтах среднегодовые температуры воздуха превышали со-
временные на 10 °C и более. Максимально расширялись зоны эква-
ториально-тропического климата, уменьшались температурные
градиенты между экваториальными и полярными областями.
Двумя волнами (верхний мел и эоцен) отмечается крупней-
шая в фанерозое трансгрессия океана, достигшая максимума око-
ло 90—97 млн лет назад, когда уровень поднимался на 150 м и
около 40 % современных континентов находилось под водой. Тем-
пература глубинных вод океана превышала современную темпе-
ратуру этих вод на 10 °C. В морях четко проявлялась зональность
осадконакопления: в умеренных и высоких широтах — терриген-
но-полимиктовое и биогенно-кремнистое, в лагунах — лигнито-
й Угленакопление, в субтропиках и тропиках — олигомиктовое и
карбонатное. Характерная формация — отложения писчего мела,
Представляющие пелагический нанопланктонный осадок, накапли-
вавшийся в обширных эпиконтинентальных морях с низменными
еРегами и теплым климатом. На суше активно образовывались
Разноцветные коры выветривания, включавшие залежи бокситов.
Рельеф в целом был слабоконтрастным с преобладанием спо-
в Иных выположенных форм с отдельными останцевыми масси-
аыи глыбовых гор и хребтов.
По в °Рганическом мире отмечались крупные изменения, близкие
Масштабам к пермо-триасовым. К концу мела вымирают реп-
389
тилии, зубастые птицы, аммониты, большинство белемнитов. В мор^
процветали простейшие; фораминиферы, нумуллиты и радиоля-
рии. К концу периода на суше доминировали млекопитающие ц
птицы. Революционным событием стало широкое развитие в позд-
нем мелу покрытосеменной растительности, по мнению исследо-
вателей, связанное с посветлением атмосферы и уменьшением
влажности климата, определивших нынешний облик большин-
ства ландшафтов экваториально-тропической, субтропической и
умеренной областей. Появление травянистой растительности обус-
ловило возникновение современных почв.
Мел-палеогеновый талассократический период представляет
собой крупнейшую трансгрессивную эпоху, время господства теп-
лого климата, покрытосеменной флоры, становления большин-
ства современных ландшафтов, пространственного распределения
материков, близкого к нынешнему.
Позднекайнозойский ледниковый период (JP3 —Q; интервал 40—
0 млн лет, продолжительность около 37 млн лет) приходится на
эпоху активизации тектонической и вулканической деятельности.
Обозначаются основные фазы альпийского орогенеза, усилива-
ются рифтогенез и разломная тектоника платформ. В дрейфе кон-
тинентов намечается тенденция, противоположная раннепалео-
зойской: концентрация материков в Северном полушарии и рас-
хождение их в Южном.
Происходят направленное похолодание климата, особенно рез-
кое в плейстоцене, достигшее максимума 18—15 тыс. лет назад,
дифференциация климатических зон и усиление контрастности
климата. В третий раз на протяжении фанерозоя возникают об-
ширные покровные и горные ледники. Оледенение, начавшееся в
олигоцене с Восточной Антарктиды, в четвертичном периоде
неоднократно охватывало средние широты Северного полуша-
рия. В океане нарастала регрессивная тенденция, осложненная
резкими гляциоэвстатическими колебаниями его уровня. Усили-
вается зональность осадконакопления. Господствующий тип отло-
жений — терригенные образования, среди которых широко рас-
пространяются различные фации гляциальных и перигляциаль-
ных отложений (морена, ледниково-морские, едомный комплекс)
и специфических лессовидных образований, красноцветная се-
диментация локализуется в экваториально-тропических областях.
В результате возникновения высокогорных сооружений в районах
альпийского орогенеза и активизации древних складчатых зон уси-
ливается общая контрастность рельефа.
С миоцена широко распространяются степные растительные
сообщества, устанавливается современная зооботаническая зональ-
ность. Среди растительности безраздельно господствуют покрыто-
семенные, количество видов которых превосходит число видов всех
других растений, вместе взятых, а среди животного мира — млеко-
390
питающие. В океане процветают двустворчатые и брюхоногие мол-
люски, кремнистые и известковистые микроорганизмы.
Оформляется современный тип латеральной и вертикальной
ландшафтной зональности.
Позднекайнозойский ледниковый период, по-видимому, пред-
ставляет собой незавершенный палеогеографический этап разви-
тия географической оболочки Земли. В целом он характеризуется
похолоданием климата, возникновением покровных и увеличе-
нием площади горных ледников, снижением уровня океана, уси-
лением различных типов природной зональности, оформлением
современного облика географической оболочки Земли.
Наиболее явственно развитие природы фанерозоя проявляется
в ландшафте. Каждый палеогеографический переход характеризу-
ется неповторимыми ландшафтами (рис. 81). В начале палеозоя гос-
подствовали примитивные пустынные ландшафты гумидных и
аридных климатических зон, представлявшие безжизненную сушу,
в сырых прогреваемых местах, возможно, покрытую пленкой во-
дорослей. Для раннегондванского ледникового периода были ха-
рактерны ландшафты ледниковой и перигляциальной пустыни, в
результате каледонского орогенеза распространяются абиогенные
горные ландшафты. В последующую эпоху ландшафты усложня-
ются и дифференцируются: наряду с примитивно-пустынными
ландшафтами гумидных равнин распространяются разнообразные
типы красноцветных ландшафтов и ландшафты безжизненных
вулканических плато. Особенно интересны первые, для которых
характерны не только красные тона, обусловленные обилием ок-
сидов и гидроксидов железа, но и высокая карбонатность, засо-
ленность и загипсованность грунтов. Появляются однообразные
палеобиогенные ландшафты, связанные с выходом на низмен-
ную заболоченную сушу псилофитовой и археоптериевой расти-
тельности, начинается накопление мертвого органического веще-
ства, образуется восстановительная среда и формируются почвы.
Для позднегондванского ледникового периода вновь характер-
ны ландшафты ледниковых пустынь, обрамленные глоссоптерие-
выми тундрами. Одновременно в экваториально-тропических райо-
нах преобладают лесные ландшафты пышной вестфальской фло-
ры. Последующая пермо-триасовая эпоха — время господства крас-
ноцветных ландшафтов аридных и семиаридных климатов. В конце
ее получают распространение ландшафты вулканических плато и
гор, связанные с заключительными фазами герцинского орогене-
за. В мезозойский термальный период максимально развиваются
Низменные субаквальные ландшафты, характеризующиеся господ-
ством голосеменной древесной растительности и активным тор-
Фоугленакоплением.
В позднем мелу — эоцене образовалась ландшафтная зональ-
ность современного — необиогенного типа, во многом обязанная
TQ1
Геологический период Палеологический период Характерные ландшафты
примитивные пустынные гумидных рав- нин и плато 1 красноцветные гляциальные и перигляциальные пустыни I вулканические плато и останцовые горы I горные | ландшафты низменные сырые ландшафты с пси- лофитовой и архео- птерисовой । растительностью
Неогеновый Позднекайнозойский ледниковый V
Палеогено- вый
Мел-палеогеновый талассократический
Меловой
Мезозойский термофильный ф
Юрский
Триасовый Пермо-триасовый аридно-геократический
Пермский
Позднегондванский ледниковый .1
Каменно- угольный
Среднепалеозойский термофильный
Девонский
Силурий- ский
Раннегондванский ледниковый / * * * \
Ордовик- ский
Раннепалеозойский термофильный талассократический А
Кембрий- ский Л
Рис. 81. Господствующие ландшафты
1 — абиогенные; 2 — палеобиогенные;
экспансии покрытосеменной флоры. Господствующий тип ланд-
шафтов — равнины, заросшие влажными тропическими леса-
ми. В современных арктических районах были широко развиты ли-
стопадные леса тургайского типа, но уже в олигоцене в результа-
те похолодания климата распространяются ландшафты полярной
пустыни, сначала возникшие в Антарктиде, а с позднего плиоце-
на — и в Северном полушарии; происходит дальнейшее усложне-
ние и появление новых типов ландшафтов: саванн, степей, тунд-
палеогеографических периодов фанерозоя:
3 — мезобиогенные; 4 — необиогенные
ростепей, тундры, альпийских лугов, полностью оформляется
ландшафтная зональность современного типа.
В целом можно заключить, что каждый палеогеографический
период по результату воздействия природных процессов на гео-
графическую оболочку не был подобен ни одному из предыдущих
и не воспроизводился в последующих, все эти периоды, особен-
но в ландшафтах, неповторимы. Эта уникальность древней при-
роды в первую очередь связана с эволюцией ее органической жизни
393
(рис. 82). Что же касается развития неорганических процессов и
компонентов природы, то для них характерна повторяемость про-
хождения через определенные близкие состояния — тектониче-
ской активизации и покоя, трансгрессии-регрессии океана, по-
холодания-потепления и увлажнения-иссушения климата и т.д.
В фанерозое, в масштабе палеопериодов, географическая обо-
лочка и слагающие ее ландшафты развивались неравномерно во
времени, но в целом весьма постепенно, без резких переходов из
одного состояния в другое. Такой процесс может быть охаракте-
ризован как неравномерный эволюционный, вследствие чего рез-
кие границы между палеогеографическими периодами отсутство-
вали. В то же время отдельные компоненты природы и ландшафты
либо палеогеографические события меньших таксономических
рангов могли осуществляться относительно быстро (геологически
мгновенно), например массовое вымирание животных в конце
перми, триаса и мела. Крупный палеогеографический кризис от-
мечался в конце плейстоцена, когда скоротечно распались мате-
риковые ледники Евразии и Америки, исчезали тундростепные
ландшафты и многочисленные виды животных. По-видимому, чем
меньше временной отрезок анализируемых палеогеографических
событий, тем большая разница в скорости их осуществления. След-
ствием эволюционного характера природного процесса было раз-
личное проявление «типичности» палеогеографических перио-
дов и их ландшафтов. Она никогда не захватывает весь временной
интервал палеопериодов, а чаще отмечается в их средние эпохи.
Бывают и исключения: например, для кайнозойского ледниково-
го палеопериода более типичен его последний — плейстоценовый
этап развития.
Одна из основных закономерностей палеогеографической ис-
тории фанерозоя — определенная периодичность проявления теп-
лых и холодных эпох. Палеопериоды не идентичны, имеют раз-
ную продолжительность, а их некоторые близкие физические со-
стояния возникают не через равные (хотя и однопорядковые)
промежутки времени.
В фанерозое наиболее контрастны холодные (ледниковые) па-
леопериоды. По сравнению с теплыми эпохами они менее про-
должительны по времени (40 — 70 млн лет), для них характерны
усиление и дифференциация ландшафтной зональности. В океанах
происходили смена вертикальной циркуляции вод, увеличение
поступления биогенных элементов к поверхности. Наряду с по-
холоданием климата уменьшалось содержание СО2 в атмосфере-
В высоких и умеренных широтах появляются специфические ланд-
шафты: гляциальные и перигляциальные пустыни. Последние весь-
ма интересны и неповторимы. В эпоху раннегондванского оледе-
нения это были безжизненные холодные каменистые пустыни с
системами криогенных образований. Перед позднегондванскими
₽ис. 82. Распространение типов организмов в различные периоды фане-
розоя (С.А.Ушаков, Н.А.Ясаманов, 1984)
тск
ледниками располагались чрезвычайно обширные перигляциаль-
ные пространства, занятые глоссоптериевой тундрой. В четвертич-
ный период материковые ледники были окружены ландшафтами
тундростепи. Между ледниковыми периодами фанерозоя есть и
другие, более общие различия. Так, раннепалеозойский леднико-
вый период не был аридным и столь суровым и холодным, как
последующие, и в целом приходился на эпоху относительно вы-
сокого стояния уровня океана.
Оледенение позднего палеозоя было обширным и очень про-
должительным при умеренном уровне океана. Позднекайнозой-
ский период, особенно его последняя — плейстоценовая — эпо-
ха, по-видимому, считался одним из самых суровых в фанерозое,
в это время ландшафты ледяной пустыни широко распространя-
лись в средних широтах Земли, а уровень океана опускался до
абсолютных отметок — 130 м. Не исключено, что ныне человече-
ство проживает в относительно короткое межледниковье, кото-
рое через 5—10 тыс. лет может смениться новым похолоданием и
возникновением условий для покровного оледенения высоких
широт Северного полушария.
Не рассматривая причины возникновения материковых оледе-
нений, можно лишь отметить, что в настоящее время эти собы-
тия в масштабах палеопериодов не могут быть объяснены воздей-
ствием одного какого-либо фактора: астрономического, тектони-
ческого, климатического, саморазвития ледников, состава атмо-
сферы, изменения уровня океана, географического положения
материков и т.д. Даже такие события, как похолодание климата
или сосредоточение материков в высоких широтах Земли, не все-
гда приводят к оледенениям. Например, наряду с отмеченными
крупными похолоданиями значительные понижения температу-
ры воздуха, по-видимому, были в конце раннего мела, но к появ-
лению ледников они не привели. В эоцене Гренландия, несмотря
на свое полярное положение, была покрыта субтропическими
лесами. Вероятно, ледниковый феномен — следствие стечения
целого ряда благоприятных обстоятельств как космического, так
и земного происхождения; из последних для возникновения по-
кровных ледников наиболее значимы: похолодание климата, со-
средоточение материков в высоких широтах Земли и их достаточ-
но высокое гипсометрическое положение.
В фанерозое теплые палео периоды длятся большую часть вре-
мени. Среди них особое положение занимает пермо-триасовый
аридный теократический палеопериод. Это была эпоха неповто-
римого стечения ряда палеогеографических событий, отразившихся
на характере ее ландшафтов и развитии органического мира. Для
других теплых периодов в целом характерны ослабление климати-
ческой и биогеографической зональности, преобладание гумиД'
ных условий и относительно спокойного рельефа.
I
Итак фанерозой характеризуется следующими событиями:
1. По принципу палеогеографических доминант выделяется ряд
палеогеографических периодов, существенно различающихся меж-
ду собой по характеру проявления палеогеографических событий,
их отражению в географической оболочке и особенно в типах и
сочетаниях ландшафтов.
2. Происходят усложнение и дифференциация ландшафтов по
мере приближения к современности, примитивные абиогенные
ландшафты сменяются более сложными палео-, мезо- и, нако-
нец, неогенными ландшафтами. В первую очередь усложняются
некоторые компоненты географической оболочки Земли, тесно
связанные с эволюцией органической природы. Под ее воздей-
ствием существенно изменялись и абиотические компоненты при-
роды (состав атмосферы, геохимическая обстановка, условия осад-
конакопления и т.д.).
3. Если рассматривать историю географической оболочки Зем-
ли в фанерозое с точки зрения эволюции ландшафтов, то можно
отметить две переломные эпохи: девонскую (точнее, конец силу-
ра — начало девона), когда осуществился выход растений и жи-
вотных на сушу, появились палеобиогенные ландшафты с кон-
трастной геохимической обстановкой, а атмосфера приобрела
близкий к современному газовый состав, и позднемеловую — время
широкого расселения покрытосеменной флоры, становления гео-
графической зональности современного типа. Эти эпохи разделя-
ют историю фанерозойских ландшафтов на три крупных этапа: 1) абио-
генных ландшафтов (кембрий—силур); 2) палеомезобиогенных ланд-
шафтов (девон—ранний мел); 3) необиогенных ландшафтов (совре-
менных, поздний мел — современная эпоха).
Наиболее общие черты развития географической оболочки в
фанерозое: 1) эволюционность и неравномерность развития в це-
лом и ее отдельных компонентов; 2) дифференциация и услож-
нение структуры ландшафтов и органической жизни со време-
нем; 3) консервативность экваториально-тропического типа зо-
нальности, дифференциация и динамизм зональности в умерен-
ных и высоких широтах.
13.4. Ландшафтная зональность плейстоцена
К началу плейстоцена на Земле в общих чертах уже существо-
вала ландшафтная зональность современного типа. В полярных райо-
нах располагались ледяные пустыни, к югу и северу сменявшиеся
субарктическими и субантарктическими тундрой, лесными и степ-
ными ландшафтами умеренных зон, саваннами, пустынями и ле-
сами субтропиков и тропиков. В экваториальной зоне в условиях
Жаркого и влажного климата существовали дождевые леса.
Т07
Самое значимое событие плейстоцена — периодическое воз-
никновение крупных материковых оледенений в умеренной зоне
Земли и связанных с ними изменений структуры ландшафтной
зональности. Первые ледники возникли в Антарктиде в олигоцене
(38 — 26 млн лет назад) и к началу миоцена (25 — 30 млн лет на-
зад) захватили весь этот материк, несколько позднее (в среднем
миоцене) ледники появились в горах Гренландии.
Находки в океанских осадках грубообломочного материала
(продуктов разноса плавающим льдом) датированы возрастом
2,5 млн лет назад. Современный Северный Ледовитый океан пло-
щадью 15 млн км2 образовался к началу плейстоцена (т.е. около
700 тыс. лет назад). Максимальные площади плейстоценового оле-
денения составляли: материковых наземных льдов — 44 млн км2;
материковых подземных — 18 млн км2 и морских — 25 млн км2,
в сумме образующих около 87 млн км2.
В плейстоцене многократно чередовались холодные и теплые
климатические эпохи. По отложениям, связанным с эродирующей
и аккумулирующей деятельностью ледников (морен), в умерен-
ных широтах Евразии и Северной Америки установлены до 7 по-
кровных оледенений. Еще большее количество (10—12) похоло-
даний (а значит, и возможных оледенений) можно предположить
по материалам анализа отношения изотопов кислорода (18О/16О) в
раковинах фораминифер. Из центров оледенения, располагавшихся
в Скандинавии, на Новой Земле, Урале, в горах Сибири, на Аляске
и севере Канады, ледники распространялись далеко к югу, запол-
няя льдом мощностью от сотен метров до нескольких километров
обширные смежные низменности (рис. 83). В максимум оледене-
ний, когда объем льдов превышал 65 тыс. км2, обширные конти-
нентальные территории в умеренных широтах Земли представля-
ли собой ландшафты ледяных пустынь с минимальным количе-
ством осадков и постоянными отрицательными температурами.
В этих районах происходила полная перестройка структуры ланд-
шафтов путем ее упрощения и сокращения. Деградировали либо
полностью исчезали лесные и тундровые ландшафты. По южной
периферии ледниковых покровов далеко к югу располагались эк-
зотичные ландшафты тундростепи, сочетавшие признаки тундр с
многолетней мерзлотой и холодных высокогорных сухих степей с
характерным смешением двух типов растительности — полярной
(плаун селлягинелла, полярная ива и др.) и ксерофитной (эфедра
и др.). На Русской равнине тундростепи доходили до берегов Азов-
ского моря. Южнее они сменялись холодными сухими степными и
лесостепными ландшафтами. В субтропических и тропических зо-
нах ландшафтные перестройки были менее значительными и обус-
ловленными не столько температурными факторами, сколько
колебаниями увлажнения. При этом в Западном полушарии во
время похолоданий количество влаги увеличивалось и происходи-
Рис. 83. Ледниковые покровы (заштрихованы) Северного полушария во
время четвертичного оледенения (Б.Джон и др., 1982)
ла деградация пустынь, а в Восточном полушарии, наоборот, в
ледниковые эпохи отмечалось сокращение количества осадков и
расширение открытых аридных территорий.
В экваториальной зоне Земли плейстоценовые ландшафты из-
менялись незначительно: здесь постоянно было тепло и влажно, а
имевшие место перестройки природной зональности были обу-
словлены не столько чередованием ледниковых и межледниковых
эпох, сколько другими причинами, такими, как поднятие горных
систем, перестройка океанических течений и т.д.
В ледниковые эпохи существенно менялась природная обстанов-
ка в океане. В результате возникновения покровных ледников на
континентах количество воды в океане уменьшалось на 80 млн км3,
осушались обширные участки шельфа, резко увеличивалась пло-
щадь морских льдов, происходило обмеление и закрытие проли-
вов, существенно менялась конфигурация береговой линии, пе-
рестраивались морские течения.
В теплые эпохи в умеренных и приполярных районах исчезали
ледяные и тундростепные ландшафты и восстанавливалась меж-
ледниковая структура зональности. В климатические оптимумы зна-
чительно расширялись площади лесных ландшафтов. Так, на Русской
Равнине в микулинский климатический оптимум (-120 — 80 тыс.
лет назад) широколиственные леса распространялись к северу ца
500—600 км и на 300—400 км к югу. На побережьях Ледовитого
океана тундра сохранялась лишь на островах, а на континенте сме-
нялась ландшафтами северной тайги и лесотундры. Южнее лесной
зоны последовательно располагались лесостепные и степные ланд-
шафты, в субтропических районах в зависимости от характера увлаж-
нения сменявшиеся на ландшафты влажных и сухих субтропиков.
Существовавшая в горах вертикальная зональная поясность в
ледниковье и межледниковье плейстоцена также менялась. Во время
экспансии горных ледников за счет их расширения ландшафтная
структура упрощалась. В тропических высокогорьях это происхо-
дило в основном за счет деградации ландшафтов альпийских лу-
гов, а в горах умеренного пояса — за счет сокращения площади
горнотаежных лесов.
Формирование современных ландшафтов на континентах, как
и их возраст, в разных природных поясах Земли были неодинако-
выми. Наиболее молодые — ландшафты тундры побережий аркти-
ческих морей, в современном виде образовавшиеся в субатланти-
ческую эпоху голоцена (~ 0—2,5 тыс. лет назад) после исчезнове-
ния существовавших здесь в атлантический оптимум (~ 5 тыс. лет
назад) лесотундры и северной тайги. Также молодыми, возник-
шими после голоценового оптимума, считаются разнообразные
лесные ландшафты умеренных широт. Ландшафты субтропиков и
тропиков в основных чертах оформились еще в плейстоцене, в
голоцене они, чутко реагируя на колебания увлажнения, значи-
тельно изменялись по площади и относительно мало структурно.
Наиболее древние экваториальные ландшафты, оформившие-
ся в неогене, — самые консервативные по эволюционным преоб-
разованиям — сохраняли свою структуру и состав несколько мил-
лионов лет.
Итак:
1. Главные черты ландшафтной зональности плейстоцена воз-
никли в неогене.
2. Для плейстоцена характерны дифференциация и усложнение
ландшафтной оболочки, усиление динамики и скорости ее пре-
образования.
3. Основными факторами развития ландшафтов были резкие
периодические климатические изменения — колебания темпера-
туры и увлажнения, во многом обусловившие и чередование лед-
никовых и межледниковых, аридных и плювиальных эпох. Судя
по тому, что к началу плейстоцена материки занимали современ-
ное положение, тектонический фактор в ландшафтных измене-
ниях заметно присутствовал только в пределах высокогорных райо-
нов, где отмечались активные поднятия.
4. Наиболее динамичные преобразования ландшафтов отмеча-
ются в приполярных и умеренных природных зонах: здесь во вре-
/1ПП
мя оледенений ландшафтная зональность резко упрощалась, а в
межледниковье столь же резко усложнялась. Значительные ланд-
шафтные перестройки-в связи с колебаниями увлажненности про-
исходили в субтропических районах.
Ландшафты тропической и особенно экваториальной зон от-
носительно консервативны и в плейстоцене мало изменялись.
Исключительно специфичными для плейстоцена были ланд-
шафты ледяной пустыни умеренной зоны Северного полушария
и смежной с ними перигляциальной равнины (тундростепи).
ГЛАВА 14
КОЛЕБАТЕЛЬНЫЙ ХАРАКТЕР ПРИРОДНЫХ
ПРОЦЕССОВ
Периодичность — одна из характерных черт природных про-
цессов. Она свойственна широкому кругу явлений космического
(звездная и солнечная радиация, метеорная активность, соотно-
шение положения планет и звезд), геофизического и геологиче-
ского (колебания магнитного поля Земли, тектоническая, сейс-
мическая, вулканическая активность, осадконакопление), кли-
мато-гидрологического (изменение погоды — уровня водоемов)
и биологического (развитие фауны и флоры) характера. В различ-
ных природных компонентах периодичность проявляется неоди-
наково и с разной продолжительностью — от нескольких секунд
(короткоамплитудные изменения магнитного поля Земли) до мно-
гих миллионов лет (крупные тектонические и климатические про-
цессы), вследствие чего это фундаментальное свойство природы
называется по-разному — ритмичностью, периодичностью либо
цикличностью. Всем этим проявлениям природного процесса свой-
ственна одна объединяющая их черта — повторяемость состояния,
представляющая ее общее фундаментальное свойство.
Ритмичность (от греч. rhythmitos — соразмерность, стройность),
отличается соразмерностью повторных состояний и их элемен-
тов, проявляется во многих процессах, в первую очередь в астро-
номических (суточные, годовые ритмы) и литологических (лен-
точные глины, флиш).
Цикличность (от греч. kuklos — круг, окружность) — это сово-
купность ряда взаимосвязанных событий, вместе составляющих
законченный круг развития, т. е. возвращения системы в исходное
положение. В отличие от ритмических явлений они не столь сораз-
мерны по времени осуществления и формам проявления, но очень
широко присущи природному процессу (биологические циклы,
цикличность осадконакопления, вулканогенные циклы).
Под периодичностью (от греч. periodos — обход, круговращение)
подразумевается относительно равновеликий промежуток време-
ни, в течение которого произошло событие, отличающееся от
предшествующего и последующего (геологические периоды, лед-
никовые эпохи и т.д.).
14.1. Проявления свойства колебательности в разных
природных процессах
Определенная повторяемость состояний отмечается в развитии
всех основных компонентов и процессов природы: тектоническо-
го, климатического, рельефа, осадконакопления, гляциологиче-
ского, эволюции биоты. Она может проявляться по-разному —
строго периодично по времени, тождественно по типу либо весь-
ма неопределенно, без четкой ритмики.
Тектонические процессы относятся к тем явлениям, которые
не имеют четкого ритма, повторяемость их очевидна, но строго
не определена. За исключением вулканических извержений и зем-
летрясений все они весьма продолжительны по времени. Согласно
тектонике плит, самыми длительными (сотни млн лет) считают-
ся циклы эволюции литосферы, состоящие из следующих стадий:
1) образования на материке сводово-вулканических поднятий и
систем рифтовых трешин; 2) разрыва континентальной литосфе-
ры и образования океанической впадины; 3) возникновения зон
поддвигания в мантию океанической коры и появления плит,
целиком состоящих из океанической литосферы; 4) закрытия
океанической впадины, развития горно-складчатого планетарно-
го пояса сжатия материковой литосферы с образованием высоко-
горных хребтов; 5) формирования континентальных щитов и плат-
форм. Каждый цикл — это периодическое возникновение супер-
континентов (Пангеи, Гондваны, Лавразии).
Следующие по продолжительности (150 — 200 млн лет) циклы —
это циклы Бертрана — повторяемость складчатых эпох: гуронс-
кой, каледонской, герцинской, альпийской.
Менее продолжительны (сотни — десятки тыс. лет) периоди-
чески сменяющиеся по интенсивности (иногда и знака) тектони-
ческие явления в жестких консолидированных структурах конти-
нентальных блоков и фазах орогенных движений в складчатых
поясах. К самым непродолжительным движениям относятся пре-
рывные вулканические извержения, землетрясения и современ-
ные тектонические колебания земной поверхности, фиксируемые
повторными нивелировками и наблюдениями из космических ап-
паратов.
В истории развития климата Земли отмечается целая система
колебаний основных его параметров — температуры и увлажне-
ния, хорошо отраженная в других природных компонентах.
Самые продолжительные ритмы длятся около 200—250 млн
лет (рис. 84). (Некоторые исследователи их длительность оценива-
ют примерно в 150 млн лет.) За это время Солнце с планетами
совершает полный оборот внутри нашей Галактики. Ритм выража-
ется в характере проявления многих геологических процессов: в
перестройке интенсивности круговорота вещества между оболоч-
403
Геологический
период,
млн лет
Тенденции изменения
климата, млн лет
Похолодание
Основные
климатические
события
Потепление
Палео-
геновый
1000
Кайнозойский ледниковый
период
Меловое потепление
Юрский ледниковый период
(отсутствует)
Триасовое потепление
Пермско-каменноугольный
ледниковый период
Девонское потепление
Позднеордовикский
ледниковый период
Кембрийское потепление
Варангский ледниковый период
(эокембрийский)
Потепление ?
Стертский ледниковый период
Потепление ?
Гнейсеский ледниковый период
Рис. 84. Гипотетическая последовательность ледниковых и «теплых»
периодов за последний миллиард лет (Б. Джон и др., 1982)
ками Земли, в смене теплых и влажных эпох раннего и среднего
палеозоя континентальным и солнечным климатом позднего па-
леозоя, мезозоя и кайнозоя.
Следующие климатические ритмы продолжительностью 40—
60 млн лет — это галактические сезоны, связанные с перемеще-
нием Солнечной системы внутри Галактики. Они выражаются
преимущественно в чередовании аридных и гумидных климатов,
в кризисах и расцветах фауны и флоры и в переустройстве ланд-
шафтной зональности.
Внутри холодных эпох отмечается несколько уровней повторяе-
мости холодных фаз длительностью в десятки тысяч лет, тысяче-
летия, столетия и десятилетия. Мелкие климатические циклы,
фиксируемые по материалам метеонаблюдений, дендрохроно-
логии и других методов, имеют продолжительность в 11, 35, 80—
90 лет, к ним относятся сверхвековые (1800—1900 лет) циклы
увлажненности. Низший климатический ритм — это сезонные из-
менения погоды и разных ее составляющих.
При формировании рельефа земной поверхности весьма от-
четливо проявляется цикличность. Наиболее крупные и продол-
жительные (десятки и более млн лет) — это циклы, охватыва-
ющие целые континенты и состоящие из двух фаз — расчленения
и выравнивания (циклы Дэвиса). В современном рельефе они вы-
ражены в виде обширных денудационно-аккумулятивных равнин
и разделяющих их уступов — активно разрушаемых горных систем.
Цикличность (этапность) формирования рельефа отмечается для
большинства мезо- и микроформ рельефа и особенно четко про-
является при образовании речных долин и овражно-балочной сети,
процессах выравнивания, в эволюции склонов и биогенных форм
рельефа. В эрозионных циклах каждый из них состоит их двух эта-
пов: 1) углубления речных русел и расчленения рельефа; 2) по-
гружения бассейна реки, накопления аллювия и формирования
аккумулятивной равнины. Цикличность развития речных долин
прослеживается и в образовании террасовых рядов — совокупно-
сти разновысотных речных уровней, располагающихся по скло-
нам долин.
Ледниковые (криогенные) периоды — это эпохи широкого рас-
пространения наземных, подземных и морских льдов. В их разви-
тии четко прослеживаются элементы разнопорядковой периодич-
ности. В истории Земли отмечаются 5 — 6 крупных ледниковых пе-
риодов: ранне- и позднепротерозойские, ордовик-силурийский,
карбон-пермский и позднекайнозойский (продолжительность от
600 до 40 млн лет), разделенных длительными межледниковыми
(термогенными) эпохами.
В достаточно хорошо изученной истории позднекайнозойской
экспансии льдов выделяют колебания четырех более мелких поряд-
ков с периодичностью 25—100 тыс. лет (оледенения): 2,5—10 тыс. лет
(стадии), 250— 1000 лет (осцилляции) и 25—100 лет (пульсации).
Причем для разных оледенений и отдельных ледников эпохи их
активизации во времени могли совпадать и не совпадать.
Развитие океана в истории Земли представляет собой непрерыв-
ный ряд колебаний его уровня, состоящих из трансгрессивных и
регрессивных фаз (рис. 85). В фанерозое отмечается до 8 крупных
трансгрессий, происходивших с близкой периодичностью, когда
воды морей затопляли обширные окраины континентов, разделен-
ных эпохами глубокого падения уровня и осушения шельфа. Самая
мощная трансгрессия происходила в раннем палеозое (около 470 млн
лет назад), когда было затоплено более 70 млн км2 площади совре-
менных континентов — почти половина всей суши. В это время уро-
вень океана поднимался со скоростью около 8 м за 1 млн лет.
Крупнейшая регрессия океана состоялась в неогене, в это вре-
мя площадь суши увеличилась на 10 млн км2.
Уровень
моря
Четвер-
-----тичный У
Палеоген- /
неогеновый С
100-
Мел
Юра
200-
Триас
Пермь
s
300-
Карбон
Девон
400-
Силур
Ордовик
500
Кембрий
Трансгрессия
Регрессия
Рис. 85. Кривая колебания
уровня океана в фанерозое
(Б.Джон и др., 1982)
Более частый ритм уровня океана
продолжительностью десятки тысяч лет
с размахом в десятки—первые сотни
метров отмечался в эпохи похолоданий
и потеплений климата, они достаточ-
но хорошо изучены для плейстоцена.
Самый частый ритм — это полусуточ-
ные и суточные приливно-отливные
циклы колебания уровня океана, дос-
тигающие 18 м (залив Фанди Атланти-
ческого океана).
Элементы цикличности и ритмично-
сти отчетливо проявляются в процес-
сах осадконакопления и выражаются в
неоднократном повторении в разрезе
простых литологических элементов —
слоев, слойков, пачек. Наиболее обыч-
ный случай — это чередование тонких
слойков алевролитов и глины (варвы)
в осадках приледниковых водоемов,
имеющих сезонный характер. Более
сложное чередование отмечается в слоях
разнотерригенного состава флиша, би-
туминозных сланцев и в эвапоритах.
Флиш — морские ритмичнослоистые
отложения, состоящие из многократ-
но повторяющихся прослоев разнотер-
ригенных пород (песчаников) и глин,
достигающие мощности многих сотен
метров и длительное время накапливав-
шиеся в складчатых поясах.
В битуминозных породах отмечается более простая ритмичность
в виде чередования слабо- и сильнобитуминозных сланцев. Сред-
няя продолжительность образования таких пластов — около 21 тыс.
лет, что близко к периоду, предшествующему солнечному равно-
денствию.
Для эвапоритов, накапливающихся в условиях климата с пре-
обладанием испарения, отмечается сложное последовательное
чередование слойков известняка, доломита, ангидрита и галита,
образующих циклы осадков мощностью в несколько десятков мет-
ров и длительностью формирования в несколько сотен тысяч лет.
Выявляются и более крупные толщи пород с элементами цик-
личности, охватывающие целые геологические эпохи продолжи-
тельностью в десятки—сотни млн лет.
Весьма четкая этапность развития прослеживается в эволюции
биологического мира. Однако в отличие от неорганической приро-
о
о
600 J
л лк
Рис. 86. Эпохи вымирания и возникновения семейств органического мира
(Б. Джон и др., 1982)
ды все этапы биологической эволюции неповторимы и проявляют-
ся в усилении либо замедлении темпов формообразования (рис. 86).
Так, мощнейшее видообразование — настоящий эволюционный
взрыв — отмечалось на границе протерозоя и фанерозоя, когда
появились скелетные животные, включавшие и первых позвоноч-
ных. В конце фанерозоя — в палеогене происходит расцвет млеко-
питающих и покрытосеменных растений, отмечается пик биомас-
сы на континентах.
Эпохи массового вымирания животных отмечались в перми —
времени сильного похолодания и аридизации, когда исчезло мно-
жество групп растений и животных (кишечнополостных, беспоз-
воночных и др.). Особенно значимой была катастрофа в конце
Мезозоя с грандиозным вымиранием рептилий и исчезновением
Трех четвертей всех видов существовавших животных.
В развитии биоты весьма четко на уровне популяций проявля-
ется частая ритмичность продолжительностью от нескольких меся-
цев (сезонная) до нескольких лет. Например, популяция тундро-
вых зверьков — леммингов раз в 3—4 года достигает пика числен-
ности, а максимума — раз в 11 — 12 лет. Пик роющей активности
Кротов приходится на весну и осень. В приросте древесной массы
По годовым кольцам деревьев устанавливаются 12- и 24-летние
Ритмы.
4П7
14.2. Причины периодичности природных явлений
Наблюдаемая в природных процессах в разной степени выра-
женная повторяемость событий, проявляющихся в виде циклов
ритмов и периодов либо простых колебаний, обусловлена как
внешними, так и внутренними причинами.
Внешние причины — это астрономические факторы, связан-
ные с особенностями поступления солнечной радиации, измене-
нием положения Земли и других планет относительно друг друга
и к Солнцу, с перемещением Солнечной системы в Галактике и
развитием самой Галактики. Наша Галактика вращается в миро-
вом пространстве с периодом около 200 — 250 млн лет, за это вре-
мя положение Солнечной системы относительно плоскости Га-
лактики смещается, вследствие чего изменяются гравитационное
поле, поступление излучаемой солнечной энергии, плотность
межзвездной материи и солнечного ветра и, возможно, скорость
вращения Земли. Все это в разной степени находит отражение в
самой масштабной повторяемости событий — геологической пе-
риодичности. Наиболее известные и изученные колебательные
изменения природных компонентов обусловлены солнечной ак-
тивностью. Ее основные составляющие — 5-6-, 11-, 22-23- и
80—90-летние циклы, в разной степени отражающиеся на режи-
мах климата и гидросферы Земли. Особенно четко выражен 11-лет-
ний цикл солнечной радиации, связанный с появлением солнеч-
ных пятен, что в свою очередь, возможно, зависит от периода
вращения вокруг Солнца его крупнейшей планеты — Юпитера.
Масштабная периодичность климатических событий и тесно
связанных с ними ледниковых и межледниковых эпох и гляциоэв-
статической трансгрессивно-регрессивной ритмичностью океана
обусловлена положением и особенностями обращения Земли вок-
руг Солнца — изменениями эксцентриситета земной орбиты, пред-
ставляющего собой отношение расстояния от центра эллипса ор-
биты до его фокуса к большой полуоси; изменениями долготы
перигелия — наиболее близкой точки орбиты к Солнцу и угла
наклона оси вращения Земли относительно плоскости ее орбиты.
Теоретическая возможность влияния этих параметров на ритмич-
ность земных процессов была обоснована югославским математи-
ком М. Миланковичем (рис. 87) и рядом других исследователей.
Установленная им ритмичность этих событий составляет: измене-
ния равнодействия положения Солнца и Земли — 21 — 25 тыс. лет,
изменения наклона эклиптики — 41 тыс. лет и изменение эксцен-
триситета — 90—100 тыс. лет.
Строго периодичны самые частые астрономически обусловлен-
ные события — продолжительность одного оборота Земли вокруг
оси (сутки) и вокруг Солнца (год) и положение Луны относи-
тельно Земли (лунные полусуточные приливы).
для
Рис. 87. Кривая изменений солнечной радиации, поступавшей на повер-
хность Земли за последние 600 тыс. лет (по М. Миланковичу, с дополне-
нием) (Б.Джон и др., 1982)
Внутренние факторы повторяемости событий — это в первую
очередь глубинные процессы в недрах Земли: распределение теп-
ла за счет радиоактивного распада, проявление конвективных дви-
жений в мантии согласно распределению силы тяжести, измене-
нию магнитного поля Земли, определяемые электрическими по-
токами в никелево-железном ядре Земли. В настоящее время маг-
нитное поле обращено к северу, однако это было не всегда. За
последние 80 млн лет магнитное поле планеты неоднократно (бо-
лее 80 раз) меняло свое нынешнее направление на противопо-
ложное.
В целом для спектра причин, определяющих разнообразную
форму колебаний природных процессов, характерны некоторые
свойства: иерархия, совместное проявление (наложение, совме-
щение) и последовательная обусловленность.
Свойство иерархии — это соподчинение событий разных уров-
ней, проявляемых в масштабе времени и пространства. Особенно
четко она выражена в климатических ритмах, обусловленных аст-
рономическими причинами, — от мегаритмов в сотни и десятки
миллионов лет до частых ритмов, связанных с солнечной актив-
ностью.
Свойство совместного проявления означает, что наблюдаемые
колебания в разных природных явлениях — суть совместного воз-
действия нескольких причин. Например, трансгрессии и регрес-
сии океана могут быть результатом разномасштабного воздействия
изменений водного баланса, тектоники дна и осадконакопления.
Свойство последовательной обусловленности означает, что ко-
леблемость в одних процессах может быть причиной цикличности
в других компонентах природы и может образовывать целые ряды
однопорядковых повторов событий (ритмов, циклов и т.д.). На-
пример, ритмичные колебания прихода солнечной радиации на
Землю обусловливают климатическую ритмичность, которая опре-
деляет повторяемость ледниковых эпох, в свою очередь вызываю-
щих гляциоэвстатические колебания уровня океана, изменяющие
рельеф и ландшафты побережий.
1 409
Рис. 88. Изменение численности рыси и зайца за 90 лет (классический
пример взаимообусловленных колебаний численности популяций)
(К. Вилли, 1968)
Ритмичная активность тектонических процессов вызывает этап-
ность развития рельефа (возникновение горных хребтов, их оле-
денение) и региональные климатические изменения.
Примером менее масштабной цепной последовательности рит-
мичных событий может служить частая климатическая периодич-
ность, обусловливающая появление пиков изобилия раститель-
ности, приводящих к эпизодическому расцвету популяций расти-
тельноядных животных и, как следствие, к увеличению количе-
ства хищников в той же периодичности (рис. 88).
Таким образом, повторяемость состояний в разных природ-
ных процессах вызывается рядом причин. Климатическая рит-
мичность главным образом обусловлена характером поступления
на Землю солнечной радиации, обязанной многим астрономи-
ческим факторам. Этапность проявления тектонической актив-
ности связана с ходом распределения вещества внутри Земли.
Периодичность ледниковых эпох в основном зависит от клима-
тических причин и от эпох концентрации континентов в поляр-
ных областях. Этапность развития рельефа тесно связана с текто-
ническим режимом и скоростью денудации поднятых частей кон-
тинентов. Периодичность трансгрессивно-регрессивного ритма
океана обязана колебаниям дна океана и изменениям его водно-
го баланса, в свою очередь связанного с объемом материковых
льдов. Ритмичность осадконакопления во многом определяется
климатическими и тектоническими седиментационными призна-
ками, и, наконец, цикличность развития такого тонкоорганизо-
ванного компонента природы, как биота, главным образом обус-
ловлена колебаниями климата и внутренними процессами эво-
люционного развития.
14.3. Периодичность природного процесса
и долгосрочное географическое прогнозирование
Фундаментальное свойство природного процесса — повторяе-
мость состояний — основа географического прогнозирования.
Географический прогноз как исследование неизвестного, но
неизбежного будущего представляет собой актуальную сложную и
многоплановую современную научную проблему. Один из важней-
ших вопросов прогноза — научное предсказание природных из-
менений. Среди них различают: 1) изменения без участия челове-
ка; 2) изменения благодаря деятельности человека; 3) целена-
правленные изменения природы. По длительности предсказания
географические прогнозы бывают краткосрочными, долгосрочны-
ми и сверхдолгосрочными. Пространственно их подразделяют на
районные, региональные и глобальные.
Роль палеогеографической информации в прогнозе разного типа
изменений природной обстановки и ее продолжительности нео-
динакова. Если для краткосрочного предвидения состояния при-
роды, обусловленного антропогенным вмешательством, палеогео-
графический материал используется как естественно-историче-
ская основа или «фон», то для долгосрочного прогноза естествен-
ного хода развития природы и ее отдельных компонентов палео-
географический анализ лежит в его основе. Особенно велика роль
палеогеографической информации при сверхдолгосрочном геогра-
фическом прогнозе (СДГП).
Под СДГП нами понимается научная разработка возможного
состояния географической оболочки, ее части или отдельных ком-
понентов во временных категориях геохронологической шкалы или
этапов палеогеографического развития. Теория СДГП в системе
географического прогноза наименее разработана. Это и понятно:
объект исследования — природа отдаленного будущего, а сам про-
гноз по степени достоверности оценки находится где-то между
«весьма вероятным событием», «предсказанием» и «угадывани-
ем», т.е. между наукой и вымыслом. Однако важность и необходи-
мость разработки СДГП определяется тем обстоятельством, что
как бы человечество ни влияло на развитие природы, ее главные
изменения и в обозримом будущем в основном будут определять-
ся естественным ходом развития самой природы. Реальное управ-
ление такими природными процессами, как тектонический и кли-
матический, в глобальном плане даже не предполагается и в отда-
ленном будущем, а на повестке дня стоят лишь вопросы предска-
зания хода возможного развития этих явлений.
Стратегия использования палеогеографического анализа для
Целей СДГП основывается на том, что все геологические перио-
ды, кроме последнего, существовали в прошлом, который будет
иметь и будущее, и заключается: 1) в выборе предмета (процесса,
411
объекта прогнозирования); 2) в определении длительности про-
гнозируемого отрезка времени; 3) в получении возможно больше-
го количества достоверной информации и в ее анализе; 4) в ус_
тановлении тенденции развития природы (процесса) в прошлом
и экстраполяции этой тенденции на будущее. При получении и
использовании палеогеографических данных необходимо учиты-
вать полноту информации, ее непрерывность и обратимость при-
родных изменений.
Полнота палеогеографической информации и ее непрерывность
обеспечиваются выбором естественных объектов. Для целей СДГП
необходима наиболее полная палеогеографическая информация по
мере приближения к современной эпохе. Особенно обильной дол-
жна быть информация по голоцену и историческому периоду. Здесь
наиболее интересные сведения можно ожидать от использования
данных таких наук, как историческая география, археология, па-
линология в сочетании с точными методами изучения природы
(радиоуглеродное датирование, изотопный анализ и т.д.). Важно
подчеркнуть, что глубина реконструированного палеогеографиче-
ского этапа по продолжительности должна быть соизмерима с про-
гнозируемым отрезком времени, а при оптимальном варианте —
превышать «глубину» палеогеографической информации над эта-
пом прогнозирования на порядок. При долгосрочном и сверхсроч-
ном прогнозировании, по данным палеогеографического анализа,
из разных приемов географического прогноза наиболее важны ме-
тоды экстраполяции, аналогии и палеогеографических моделей.
Экстраполяция представляет собой один из наиболее популяр-
ных методов СДГП и базируется на установлении тенденции (по-
вторяемости) палеогеографического развития природы в целом,
ее отдельных процессов и компонентов. Обоснованность прогноза
во многом зависит от полноты палеогеографической информации
непосредственно на выходе в современность. После установления
тенденции развития какого-либо природного процесса при экст-
раполяции в будущее важно определить его характер и степень
обратимости.
Метод аналогий для целей СДГП заключается в анализе палео-
географических ситуаций и выборе из них обстановки, наиболее
соответствующей современному или будущему состоянию при-
родной среды. Заключения, основанные на методе аналогий, но-
сят вероятностный характер, так как, строго говоря, из-за непов-
торимости эволюционного развития Земли нельзя ожидать пол-
ного совпадения между состоянием природы в прошлом, настоя-
щем и будущем. Тем не менее получение приближенных анало-
гий, особенно по некоторым компонентам природы, возможно.
Вероятнее всего ожидать это для смежных палеогеографических
эпох и, в частности, для позднего плейстоцена — голоцена —
современности и ближайшего будущего.
417
Метод естественных моделей — частный прием палеогеогра-
фических реконструкций от метода аналогий и представляет со-
бой использование палеогеографических моделей для оценки об-
становки, которая может возникнуть в результате естественного
хода развития природы либо антропогенного воздействия на нее.
Наиболее перспективен метод для прогнозирования вероятност-
ной ситуации, которая может возникнуть в результате реализации
планов крупных перестроек природной среды, таких, как соору-
жение плотин, переброс рек, орошение крупных площадей и т.д.
Более достоверный прогноз можно получить при использова-
нии нескольких методов анализа, в частности при сопоставле-
нии палеогеографических данных с количественными приемами
(астрономическими, математическим моделированием и др.).
Одним из примеров возможного комплексного долгосрочного
прогнозирования могут служить материалы, показанные на рис. 89.
В его левой части находятся теоретические кривые солнечной
радиации, рассчитанные для Северного полушария Земли. В цен-
тре помещена обобщенная палеотемпературная кривая, постро-
енная по данным изотопного кислородного анализа планктон-
ных фораминифер из низких широт Атлантического океана.
В правой части расположены палеоклиматические кривые за
последние 80 тыс. лет по Русской равнине, Сибири и северо-
востоку Азии. Все палеоклиматические кривые за последние 50
тыс. лет построены на хронологической основе по материалам
радиоуглеродного датирования. Таким образом, слева располо-
жены расчетные кривые колебания солнечной радиации, а спра-
ва — действительный ход палеоклиматических изменений. Из рас-
смотрения теоретических палеоклиматических кривых можно
сделать следующие выводы:
1. Проявляется одна из основных закономерностей природного
процесса — колебательность, в данном случае периодическая смена
теплых и холодных эпох, причем длительность их в позднем плей-
стоцене была примерно одинаковой и в среднем составляла 13 —
17 тыс. лет.
2. Отмечается запаздывание времени действительного проявле-
ния палеогеографических событий и времени его осуществления
по теоретическим расчетам. В среднем запаздывание составляет
около 5 — 8 тыс. лет. «Запаздывание» обнаруживается и в тенден-
ции проявления процесса. По расчетным кривым, уже сейчас дол-
жна уменьшаться величина солнечной инсоляции, а по истори-
ческим данным, в современную эпоху наблюдается потепление
климата.
3. В позднем плейстоцене крупные похолодания привели к оле-
денениям. Общеизвестна также большая контрастность климати-
ческих колебаний в позднем плейстоцене Русской равнины по
сравнению с Сибирью и особенно с северо-востоком Азии.
413
Рис. 89. Использование астрономических и палеоклиматических кривых
для СДГП
Условные обозначения'. I — астрономические кривые: 1 — кривая летней радиации
для 65° с. ш. (по М. Миланковичу); 2 — кривая солнечной радиации для 65° с. ш.
(по И. Г. Шараф и Н. А. Будниковой); 3 — инсоляционная кривая для 45° с. ш. (по
У.С. Брэкеру и Я. ван Донку). Палеоклиматические кривые: 4 — обобщенная
палеотемпературная кривая по Ч. Эмилиани; 5 — палеоклиматическая кривая
для Русской равнины; 6 — палеоклиматическая кривая для Сибири; 7 —
палеоклиматическая кривая для Чукотки; II— похолодание и оледенение; III—
возможные корреляции; IV— тенденции развития
Следовательно, предпосылками к долгосрочному прогнозиро-
ванию служат: климатические колебания, продолжительность эпох
похолодания и потепления, эффект «запаздывания» длительно-
стью до 8 тыс. лет, переход похолоданий в позднем плейстоцене в
оледенения, уменьшение климатических контрастов в Северной
Евразии с запада на восток. Исходя из этого можно предполо-
жить, что современное межледниковье продлится еще около 5 тыс.
лет, после чего, возможно, наступит похолодание климата, более
резкое относительно современных температурных условий на Рус'
414
ской равнине, чем в Сибири. По-видимому, появятся условия для
возникновения материкового оледенения в Скандинавии и на се-
вере Русской равнины, увеличения горного оледенения в Запад-
ной и Восточной Сибири, расширения площади морского и под-
земного оледенения. Возможно, ландшафты Севера Евразии бу-
дут весьма близкими ландшафтам последнего оледенения субма-
терика, отмечавшегося около 20 тыс. лет назад. Продолжительность
похолодания можно оценить примерно в 15 тыс. лет, после чего
оно, по-видимому, сменится очередным потеплением — межлед-
никовьем. В данном прогнозе отсутствует компонента антропоген-
ного фактора, которая через тысячелетие может быть значитель-
ной и даже решающей.
Можно заключить, что степень вероятности долгосрочного
прогнозирования целиком зависит от полноты знаний географи-
ческого и геологического прошлого. Чем точнее в хронологиче-
ском порядке будет выяснена природная ритмичность, ее особен-
ности, тенденции и характер проявления в различных регионах,
тем достовернее будет основанное на этой информации научное
предвидение развития географической оболочки в будущем.
7
ГЛАВА 15
ДРЕВНИЙ ЧЕЛОВЕК И ЕГО ПРИРОДНАЯ СРЕДА
15.1. Основные этапы развития человека
Самым значительным событием последнего (четвертичного)
геологического периода было появление человека и его матери-
альной культуры. Русский геолог А. П. Павлов предложил назы-
вать четвертичный период антропогеном. В начале зарождения древ-
ние люди сильно зависели от окружающей обстановки, а в даль-
нейшем, по мере развития материальной культуры, взаимодей-
ствие природы и человека непрерывно изменялось, усложнялось
и привело к нынешней ситуации, когда природу нужно защищать
уже от вредного воздействия людей.
Основатель научной систематики органического мира, К. Лин-
ней, отнес человека к приматам — высшему отряду млекопита-
ющих. Приматы ведут свое происхождение с конца палеогена от
древесных насекомоядных, похожих на белок. Они были приспо-
соблены к древесному образу жизни, имели длинные подвижные
конечности и хорошо развитый мозг. В результате эволюции при-
матов возникла большая группа Hominoidea, к которой относятся
ископаемые и современные обезьяны, ископаемые обезьянолюди
и человек. По Линнею, все современные люди составляют один
род Ното (человек) и вид Н. sapiens (человек разумный). Анато-
мическая разница между крупными человекообразными обезья-
нами и человеком сравнительно небольшая. У человека мозг в 2,5—
3 раза крупнее, для него характерны вертикальное положение тела,
ноги длиннее рук, меньшая волосатость тела, выступающий под-
бородок и отсутствие клыков. Эволюционная линия рода Ното,
по-видимому, ответвилась от основного ствола приматов где-то в
середине—конце неогена. В раннечетвертичных отложениях мно-
гих районов Европы, Африки и Азии были найдены многочис-
ленные ископаемые остатки обезьянолюдей, располагающихся в
эволюционном ряду между человекообразными обезьянами и че-
ловеком. В настоящее время общее развитие семейства гоминид
представляется в такой последовательности: австралопитеки (обе-
зьянолюди) — архантропы—палеоантропы—неоантропы.
Австралопитеки — были выделены в отдельную группу в 1925 г.
после находки в Южной Африке черепа детеныша ископаемого
416
[
примата. Позднее на этой территории и на востоке Африки после-
довали другие открытия и стало ясно, что эти существа имеют
гораздо большее сходство с человеком, чем с человекообразными
обезьянами (рис. 90). В первую очередь это было хождение на двух
ногах, освобождавшее верхние конечности, вертикальное поло-
жение тела и некоторые особенности строения зубов и черепа.
Нахождения остатков австралопитеков в вулканогенных слоях на
юго-востоке Африки позволили определить время их существова-
ния от 1,75 — 2,0 млн лет (Олдувей) до 5,5 млн лет (Лотагам). Они
обитали на открытых местах во многих районах африканского кон-
тинента и, будучи в значительной степени биологически безза-
щитными, вынуждены были использовать новые формы поведе-
ния, овладев каменным и древесным материалом в качестве ору-
дий защиты и охоты.
|Ис. 90. Реконструкция головы
древнейших людей:
— австралопитек; Б — пите-
кантроп; В — синантроп
В
417
Таким образом, австралопитеки активно приспосабливались к
условиям обитания — качеству, столь характерному для человека
разумного, и вплотную подошли к рубежу, разделяющему антро-
поида от людей.
Считается, что австралопитеки были ближайшими эволюци-
онными предшественниками человека. От этих двуногих челове-
кообразных приматов на востоке Африки около 3 млн лет назад
возможно и произошел древний человек.
Одно из самых известных местонахождений ископаемых гоми-
нид — Олдувейское ущелье в Танганьике. В нем совместно с костя-
ми австралопитеков были найдены останки, датированные возрас-
том до 2,8 млн лет, более прогрессивных по морфологическим осо-
бенностям существ, обладавших способностями к изготовлению
каменных орудий из гальки. Обнаруживший эти находки, археолог
Л. Лики выделил их в вид Homo habilis — человек умелый. По своим
морфологическим особенностям австралопитеки и человек умелый
резко не различались, однако первые в качестве орудий использо-
вали лишь естественные предметы, а вторые изготовляли их искус-
ственно, т. е. между ними существовала большая разница в поведе-
нии: одни были животными, а другие уже людьми.
Архантропы — древнейшие ископаемые люди. Они жили на
обширных территориях юго-восточной Азии, Африки и Европы,
начиная с конца плиоцена. Самые древние абсолютные даты, от-
носящиеся к яванским и африканским находкам, имеют возраст
около 1,5 —1,9 млн лет.
Древнейшим архантропом был питекантроп (см. рис. 90) — че-
ловек с острова Ява. Объем его черепа был промежуточным (око-
ло 900 см3) между черепами гориллы (600 см3) и человека (1200—
1400 см3), мозг был крупным, со множеством извилин. Взрослый
питекантроп имел рост около 170 см, масса около 70 кг и пере-
двигался в вертикальном положении. Жили они небольшими семь-
ями в естественных нишах рельефа и охотились в лесу с помощью
примитивных каменных орудий.
Сходное строение черепа отмечено и у другого представителя
древнейших людей — синантропа (китайского человека), обнару-
женного при раскопках в известняковых пещерах вблизи Пекина
(см. рис. 90), однако мозг у него был более крупным (в среднем
1075 см3).
В Европе наиболее древней находкой ископаемых гоминид счи-
таются остатки челюсти, принадлежащей так называемому гей-
дельбергскому человеку, обнаруженные в карьере у г. Гейдельбер-
га в Германии.
На территории России и ближнего зарубежья древние люДй
появились не ранее среднего плейстоцена — эпохи поздних ар'
хантропов, оставивших после себя орудия ашельской культуры-
Их находки известны на Кавказе, Прикубанье, Приазовье, МоЛ'
ИЮ
давии, Средней Азии, Алтае и Дальнем Востоке. При этом, воз-
можно, проникновение ашельского человека происходило из не-
скольких центров — Передней и Восточной Азии.
Архантропы просуществовали до среднего плейстоцена. В це-
лом их эволюция была относительно продолжительной и во мно-
гом еще неясной.
Палеоантропы (древние люди) представляют одну из важнейших
стадий развития людей. Считается, что переход от древнейших людей
(архантропов) к древним (палеоантропам) в основном был обуслов-
лен развитием головного мозга — увеличением его объема и внутрен-
ней перестройки, которая была связана с трудовой деятельностью че-
ловека и его общением с соплеменниками.
Главнейший ее представитель — неандертальский человек
(рис. 91), первые остатки которого найдены в 1856 г. в пещере до-
лины р. Неандер в Германии. Впоследствии находки Ното
neanderthalensis кроме многих мест Европы обнаружены в Перед-
ней и Средней Азии и Северной Африке. Ранние палеоантропы,
возможно, появились еще в среднем плейстоцене (не ранее 350 тыс.
лет назад), а исчезли в конце позднего плейстоцена (около 20 тыс.
лет назад). Неандертальцы имели рост 150—160 см, были мощно-
го телосложения, ходили прямо на полусогнутых ногах, размер
мозга (объем черепной коробки около 1550 см3) не уступал объему
мозга современного человека. Они жили семьями, главным обра-
зом в пещерах, пользовались огнем и делали кремневые орудия.
Другой представитель палеоантропов — родезийский человек —
обнаружен в известняковой пещере в Северной Родезии (Афри-
ка), вместе с ним были найдены каменные изделия и несколько
культурных слоев.
Палеоантропы (по-видимому, поздние) обитали на террито-
рии нашей страны и сопредельных государств. Наиболее извест-
ные местонахождения с богатыми культурными слоями и наход-
ками остатков палеоантропов отмечены в Крыму, Волгограде,
Долинах Днестра и Кубани и на берегу Азовского моря.
Неоантропы. К виду человек разумный {Homo sapiens) относят-
ся ископаемые и современные люди. Первый ископаемый человек
появился еще в позднем плейстоцене и, возможно, какое-то время
существовал совместно с неандертальцами, вытесняя их.
Наиболее известными ископаемыми людьми были кроманьон-
цы, найденные в 1868 г. в засыпанной пещере Кроманьон на юге
Франции. Судя по многочисленным последующим находкам ос-
татков этих людей, кроманьонцы практически не отличались от
современного человека. Они использовали разнообразные орудия,
Кроме камня употребляли кости, рога, умели жарить мясо на уг-
лях. Кроманьонцы были не только умелыми мастерами, но и хо-
рошими художниками, в пещерах Франции и Испании найдено
^Ного прекрасных цветных изображений животных того времени.
419
Рис. 91. Реконструкция головы
древних людей:
А — палеоантроп (неандерталец из
Шеппель-о-Сена); Б — палеоантроп
(неандерталец из Гибралтара); В —
неоантроп (кроманьонец из стоянки
Костенки)
На территории России наиболее многочисленные и интерес-
ные находки ископаемого неоантропа установлены в европейской
части страны: в Костенках (долина р. Дон) и в Сунгири (долина р-
Клязьма). В Костенках обнаружены четыре погребения, в одном из
них находился целый скелет молодого мужчины ростом 160 см со
всеми признаками неоантропа, без каких-либо палеолитических
черт, с необычным сочетанием расовых особенностей на черепе-
В Сунгиревской стоянке найден целый скелет человека с разно-
образными украшениями из кости мамонта, жившего около 23"
24 тыс. лет назад.
490
По костным останкам этих стоянок выполнены реконструкции
древних людей нашей страны (см. рис. 91).
В отличие от палеоантропов высота тела Homo sapiens несколь-
ко увеличилась, оно стало менее массивным, а положение верти-
кальным, возрос объем черепа, лоб стал крутым, упростилось
строение зубов, развилась речь, усовершенствовались орудия тру-
да, люди стали объединяться в роды и племена, возникли челове-
ческие расы: белая, негроидная и монголоидная, различающиеся
цветом кожи, волос и глаз, волнистостью и строением волос,
длиной головы, характером узоров на пальцах и пропорций раз-
личных частей тела.
Современный человек активно осваивает новые области суши:
вначале это были Африка и Евразия. Около 40 тыс. лет назад про-
изошло заселение монголоидами сначала Северной, а потом
Южной Америки. Позднее, в самом конце позднего плейстоцена
человек появился в Австралии.
По своему облику австралоиды имеют много черт негроидной
расы.
По вопросу о центре происхождения современного человека
существуют две диаметрально противоположные точки зрения:
моноцентризма и полицентризма.
Моноцентристы считают, что Homo sapiens возник в одной об-
ласти, а потом расселился на другие территории.
Предполагается, что центром происхождения современного
человека могли быть прикаспийские территории. Отсюда люди
белой расы распространились в Средиземноморье, Юго-Запад-
ную Азию и Северную Африку, вытесняя кроманьонцев. У народ-
ности басков Южной Франции и Северной Испании обнаружено
значительное сходство с кроманьонцами и не исключено, что это
сохранившиеся их потомки.
Негроидная раса распространилась по обе стороны от Индий-
ского океана, в Африку и Меланезию. Монголоиды продвигались
к востоку от Прикаспия, освоив Китай, Сибирь, а позднее и
Америку.
Сторонники полицентризма полагают, что современный чело-
век произошел от разных популяций древних людей из несколь-
ких районов. От синантропа возникла монголоидная раса, от яван-
ского питекантропа — австралийские аборигены, от палеоантро-
пов Передней Азии — европеоидные народы (белая раса).
15.2. Развитие материальной культуры
Развитие материальной культуры древнего человека определя-
ется по орудиям его труда и способам их изготовления. Каменные
°РУДия обычно извлекают из так называемых культурных слоев,
421
образовавшихся на месте древних стоянок человека в результате
его хозяйственной деятельности. В истории ископаемого человека
по способам обработки камня выделяют эпохи палеолита, мезо-
лита и неолита.
Палеолит (древний каменный век) начался около 2,8 млн лет,
от позднего плиоцена до конца позднего плейстоцена (16—12 тыс.
лет назад). Он подразделяется на нижний, средний и верхний и
включает последовательный ряд культур (индустрий) изготовле-
ния орудий.
Палеолит — самый длительный период становления челове-
ческого общества, формирования первобытно-общинного строя,
развития присваивающего хозяйства, когда люди занимались охо-
той и собирательством. Население Земли в это время составляло
2—3 млн человек.
В нижнем палеолите ископаемый человек научился собирать и
использовать камни удобной формы и размера. Отбивая куски крем-
ня, он делал из них ручные рубила и другие орудия промысла. По
характеру изготовляемых каменных орудий нижний палеолит де-
лится на олдувайскую и ангельскую культуры (рис. 92).
Олдувайская галечная культура относится к позднему плиоце-
ну (эоплейстоцену). Это самая продолжительная эпоха палеолита
(около 2 млн лет), ее находки малочисленны и открыты только на
юге и востоке Африки. Считается, что они принадлежат Ното
habilis, обитавшему в стойбищах и промышлявшему собиратель-
ством и охотой. Среди каменных орудий наиболее характерны чоп-
перы, имевшие рубящие и режущие функции, изготовлявшиеся
из массивных галек путем скола их верхушек или одного из краев.
Для этой культуры были характерны также каменные многогран-
ники и разнообразные отщепы.
Ангельская индустрия (см. рис. 92) изготовления орудий была
свойственна питекантропу и синантропу, ее начало отмечено по-
явлением новых предметов из камня — массивных ручных рубил и
колуна, обработанных ударами с двух сторон. Возрастает количе-
ство и разнообразие используемых в хозяйстве орудий из отщепов.
В конце ашельской эпохи возникает техника левеллуа, в ре-
зультате применения которой образуются предметы более пра-
вильной округло-вытянутой формы. Ангельские стоянки установ-
лены в Европе, Африке, Передней и Юго-Восточной Азии. На
территории России они известны на Кавказе и в Приазовье.
Стоянки ашельского человека иногда разделяются по хозяй-
ственной надобности на охотничьи лагеря, долговременные жи-
лища с мощным культурным слоем и костями крупных животных.
Ашельский человек использовал и, возможно, добывал огонь,
что явилось выдающимся событием: благодаря огню древние люди
стали готовить более усваиваемую пищу, защищаться от холода и
хищников.
499
Рис. 92. Орудия олдувайской и ашельской культур:
1, 2 — чопперы; 3,4 — проторубила; 5, 6— кливеры; 7, 8 — рубила
Средний палеолит — это мустьерская культура обработки кам
ня, которая была распространена со среднего плейстоцена д0
конца позднего и обнаружена в большинстве стран Старого Све-
та. В Европе она связана с неандертальским человеком. Для этой
индустрии характерно дальнейшее усовершенствование изготов-
ления орудий. Они выделывались путем откалывания тонких пла-
стинок от куска кремня с последующим заострением краев ц
использованием костяных инструментов. Самыми распространен-
ными орудиями были треугольные куски тщательно двусторон-
не обработанного камня, напоминающие наконечники. Появи-
лись орудия разного функционального использования — для ре-
зания, строгания, сверления, для работы с деревом и со шкура-
ми зверей.
Человек мустьерской эпохи был преимущественно охотником.
Среди останков костей животных присутствуют и кости мамонта,
носорога и пещерного медведя, свидетельствующие о коллектив-
ном характере охоты. Сохранились и следы погребения людей и
зачатки искусства.
Стоянки мустьерского человека встречаются как в пещерах,
так и на открытых площадках. Среди них отмечены жилища, ог-
ражденные костями мамонта. В эту эпоху, по-видимому, происхо-
дит становление родового строя.
На территории России выделяют несколько районов мустьер-
ских культур, относящихся к позднему плейстоцену. На Русской
равнине наиболее интересные находки культурного слоя отмече-
ны в стоянках у Волгограда (Сухая Мечетка), в Приазовье (Бег-
лицкая, Рожок) и на Кубани (Ильская). Из сибирских местона-
хождений представительна стоянка Усть-Канской пещеры на Ал-
тае, где культурный слой достигает мощности 2 м и содержит
многочисленный кремневый материал со множеством костей мле-
копитающих и птиц, свидетельствующих о разнообразии мясной
диеты постояльцев пещеры.
Верхний палеолит — это время ископаемых Homo sapiens (кро-
маньонца), расцвета индустрии по камню и кости. Основное от-
личие каменных орудий верхнего палеолита от предшествующей
эпохи — это разнообразие и богатство каменного инвентаря (рис. 93).
Особенно характерны формы резцов, скребков, проколок и но-
жей. Новшеством было широкое использование в хозяйстве кос-
тей, рогов и бивней. Появились украшения на одежде из раковин
моллюсков, из костей и зубов животных. Возникла духовная куль-
тура, отраженная в обрядах погребения и в произведениях искус-
ства. Особенно большой выразительности достигла пещерная жи-
вопись кроманьонцев, обнаруженная на юге Западной Европы, в
основном посвященная изображению зверей и охоте на них. Так-
же многочисленны скульптурные ритуальные изображения жен-
щины (рис. 94).
Рис. 93. Орудия верхнепалеолитической культуры:
1—9 — стредлецкой культуры; 10—23 — спицынской культуры
Рис. 94. Наскальные рисунки охоты кроманьонцев на лошадей (Я) и
мамонта (Б), верхнепалеолитические фигурки женшин из кости (В)
(Р. К. Баландин, Л. Г. Бондарев, 1988)
Верхнепалеолитические люди оставили после себя временные
стоянки, отдельные жилища и целые поселения, свидетельству-
ющие о проживании отдельных охотников, семей и общин (ро-
дов). Жилища различаются по размерам и положению — наземно-
му или углубленному. Полагают, что культура верхнего палеолита
в разных районах произошла от местных культур мустье, с неко-
торыми она тесно связана, особенно самая ранняя. В настоящее
время установлено много значительно различающихся верхнепа-
леолитических культур в разных районах Европы, Ближнего Вос-
Рис. 95. Хронология одомашнивания некоторых видов животных
477
Рис. 96. Хронология начала возделывания некоторых видов растении
_____[
_____2
_____3
_____4
_____5
_____6
_____7
_____8
9
Мексика
Сирия Северо-Западный
Таиланд
Z//Z/ 4
©Л I®**'
гатол]
-6^
Китай
тока и Сибири. Среди местонахождений на территории России
опорными стоянками являются памятники в долине средней Дес-
ны, в бассейне р. Дон (Костенки, Борщово), бассейне р. Клязьма
(Сунгирь), в долине р. Енисей (Кокоревская стоянка), в долине
р. Алдан (стоянки дюктайской культуры), вблизи г. Уссурийска
(Осиповская). Самая знаменитая из них — стоянка Сунгирь, рас-
положенная на правом притоке Клязьмы. В ней обнаружены пять
уникальных погребений верхнепалеолитических людей, необыч-
ных по обрядам и найденным предметам (копья из бивней ма-
монта, архаично обработанные изделия из кремня и необыкно-
венно хорошо выделанные изделия из кости).
Мезолит (средний каменный век) несильно отличается от пред-
шествующей культуры верхнего палеолита. Он был относительно
непродолжительным по времени (самый конец позднего плейсто-
цена — начало голоцена). Человек все еще оставался охотником и
собирателем; он приручил собаку (около 14 тыс. лет до н. э.) и
жил изолированными общинами.
Культура неолита (нового каменного века), сменившая мезо-
лит, приходится на большую часть голоцена. Каменные и костя-
ные орудия этой эпохи несут следы тщательной обработки — по-
лировки и шлифовки. Но главным событием был переход неоли-
тических людей от охоты к животноводству (рис. 95) и от собира-
тельства к растениеводству (рис. 96). Вслед за собакой человек одо-
машнил овцу и козу (9 тыс. лет до н. э.), потом свинью (7,5 тыс. лет
до н. э.) и корову (6,5 тыс. лет до н. э.) и около 3 тыс. лет до н. э.
приручил лошадь и кошку. Из бродячего охотника человек пре-
вратился в оседлого земледельца либо пастуха. Раньше всего он
стал культивировать рис (10 тыс. лет до н. э.), потом пшеницу и
ячмень (8 тыс. лет до н. э.), кукурузу, фасоль и бобы (5 тыс. лет до
н. э.), виноградную лозу (4 тыс. лет до н. э.), картофель (3,5 тыс. лет
до н. э.), чай (3 тыс. лет до н. э.) и только около 2 тыс. лет до н. э.
начал выращивать овес и рожь, что, возможно, связано с более
поздним расселением в умеренном северном климате.
К неолиту относятся древние египетские и месопотамские куль-
туры, с него начинается историческая эпоха — время последова-
тельного появления изделий из металла: сначала меди и бронзы (около
3—4 тыс. лет до н. э.), а потом железа, которое впервые было получе-
но обитателями Ближнего Востока около 1,4 тыс. лет до н. э.
15.3. Природа и геоэкологическая обстановка
существования древнего человека
Природа, окружавшая древнего человека, была одним из опре-
деляющих факторов в его развитии, особенно на начальных стади-
ях эволюции, когда он был беззащитен перед стихийными катак-
лэо
лизмами и хищниками. В дальнейшем, с появлением огня, разно-
образных технических навыков, человек сам превратился в мощную
силу воздействия на окружавшую его природу, часто с негативными
последствиями и ухудшающейся геоэкологической обстановкой.
Природа древнего человека
В позднем плиоцене (эоплейстоцене) и плейстоцене — эпохах
появления и развития людей продолжался необратимый процесс
эволюции природы. Основной ее тенденцией было ускорение ди-
намики и дифференциация различных природных компонентов,
в первую очередь тектонических движений и климата. Заметно уси-
ливавшееся в высоких и умеренных широтах похолодание клима-
та привело в плейстоцене к таким феноменам, как наземное,
подземное и морское оледенения. В субтропических и тропических
районах резко менялся режим увлажнения.
Судя по находкам ископаемых остатков появление первых обе-
зьянолюдей (австралопитеков) и древних людей (архантропов)
произошло около 3 млн лет назад на юге и юго-востоке Африки.
К началу плиоцена здесь были развиты обширные низкие плато и
равнины с островками гор, среди которых выделялись конуса дей-
ствующих вулканов.
Климат был умеренно сухим и жарким, в горах более влажным.
На открытых равнинах и низких плато располагались саванны. Вдоль
рек и в горах произрастали густые леса, болота окружали озера.
Большие участки заняли пески. Животный мир был богатым и
разнообразным.
Австралопитеки и первые архантропы обитали на открытых
пространствах, где занимались охотой и собирательством. Стоян-
ки располагались преимущественно на склонах холмов и речных
террасах, здесь легче было найти корм, материал для орудий и
укрытие в нишах и пещерах от хищников и непогоды. На раннем
этапе австралопитеки, возможно, ограничивались добычей чере-
пах, дикобразов, земляных белок, рептилий и птиц. В дальнейшем
с помощью палки и камня они стали охотиться на антилоп и
других копытных животных.
Природная обстановка эпохи древнейших людей была весьма
разнообразной. Яванский питекантроп обитал в частично залесенной
местности с теплым влажным климатом, хорошо обводненной, с
богатым животным и растительным миром, с напряженным текто-
ническим режимом и частыми вулканическими проявлениями.
Синантроп (пекинский человек) проживал в пещерах в конце
раннего — начале среднего плейстоцена, в климатических усло-
виях — сначала прохладных (эпоха материкового оледенения Ев-
ропы и Сибири), а потом влажных и теплых (миндель-рисское
межледниковье).
Л1Л
Европейский питекантроп, судя по находкам в карьере у г. Гей-
дельберга, обитал в залесенной (лиственные, смешанно-дубовые
леса) речной долине, в условиях теплого влажного межледнико-
вого климата и обилия животных.
О разнообразии животного мира в эпоху гейдельбергского че-
ловека можно судить по костным остаткам, найденным в косте-
носном слое карьера у г. Гейдельберг. Здесь обнаружены остатки
носорога, благородного оленя, лесного слона, бизона, лося, ко-
сули, лошади, медведя, бобра, гиппопотама и множества мелких
грызунов.
В целом следует заключить, что древнейшие люди в основном
обитали в теплых климатических условиях в удалении от областей
с крайне аридными либо приледниковыми условиями, при дос-
таточном количестве животной и растительной пищи.
Природная обстановка эпохи неандертальцев была значитель-
но разнообразнее и суровее. Это было время периодического по-
явления в Северной Евразии материковых ледников, вокруг ко-
торых располагались обширные тундростепи, к югу сменявшиеся
холодными степями.
Особенно суровыми были ледниковые события позднего плей-
стоцена. На Русской равнине материковые ледники появлялись
дважды — в середине и самом конце эпохи. В ранневалдайское
(вюрмское) время они доходили до Твери, а мощность льда в
районе Ботнического залива достигала 3 км. Южная граница мно-
голетней мерзлоты доходила до 50° с. ш. Последний ледник (позд-
невалдайский) располагался на севере Русской равнины около 20
тыс. лет назад, при максимальном похолодании климата. Вблизи
края ледника произрастала приледниковая растительность, пред-
ставленная редколесьями с березой, елью и лиственницей, юж-
нее располагалась лесостепь с березовыми и сосновыми колками,
реже таежными лесами. На сотни километров к югу простиралась
криогенная зона с температурами грунтов -3...-5 °C.
Межледниковые эпохи, разделявшие оледенения, были гораз-
до благоприятнее для обитания древнего человека.
Широкое распространение получила лесная растительность —
хвойно-широколиственная и широколиственная. Севернее на ме-
сте современной тундры находились березовые и хвойные редко-
лесья, а южнее — лесостепи переходящие в степи.
Климат был схож с современным, а в оптимальный период —
более теплым и влажным.
Человек из центров своего происхождения расселился к севе-
ру, осваивая различные природные территории и приспосаблива-
ясь к местным условиям.
Представление о конкретной природной обстановке местооби-
тания неандертальцев дают находки костей животных из культур-
ных слоев стоянок. Так, в раскопках Литториновой пещеры, где
431
обитал «человек из Касабланки» (начало среднего плейстоцена)
обнаружена тропическая фауна: слон, носорог, зебра, гиппопо-
там, антилопа, газель, гиена, свинья и быки.
В Западных Карпатах (стоянка Гановцы) древний человек оби-
тал в эпоху смены холодного климата теплым. Здесь в основании
разреза стоянки залегают глины со следами криотурбаций (де-
формаций почвы, обусловленных мерзлотой), с раковинами хо-
лоднолюбивых моллюсков и костями шерстистого носорога, пе-
рекрытые травертинами, содержащими тундровую флору с кар-
ликовой березкой, выше по разрезу она сменяется флорой бере-
зово-сосновых лесов, а далее растительностью смешанных дубо-
вых лесов; совместно с ними обнаружены остатки лесного слона
носорога и пещерного льва. Разрез венчается известковыми туфа-
ми с остатками хвойных деревьев, костями мамонта, шерстисто-
го носорога, пещерной гиены, медведя, лошади и бобра.
В пещере Ла-Нолетт (Бельгия) в основном костеносном слое
вместе с останками человека присутствуют кости мамонта, шер-
стистого носорога, бурого медведя, северного оленя, копытного
лемминга, что свидетельствует о холодных условиях обитания
людей.
Тундровые ландшафты, согласно палинологическим и фауни-
стическим (северный олень, мамонт) данным, окружали стоянку
неандертальских охотников в местности Брауншвейг (Германия),
обитавших там около 55,5 тыс. лет назад.
В гроте Ташк-таш (Средняя Азия, Гиссарский хребет) совме-
стно с частями скелета подростка обнаружены кости сибирского
козла, леопарда, бурого медведя, зайца, сурка, слепушонка, по-
левок, указывающие на межледниковые (рисс-вюрмский?) усло-
вия эпохи существования стоянки.
Древний человек активно осваивал новые местообитания, все
более продвигаясь к безлюдному северу. При оценке природных
условий его в первую очередь интересовали обстановка для обита-
ния и условия охоты. Большинство стоянок было приурочено к
речным долинам, обычно занятым интразональными ландшафта-
ми. В долинах существовала менее контрастная климатическая об-
становка, богатством и разнообразием отличалась растительность
со множеством деревьев и кустарников со съедобными плодами,
обитало много разного зверья, приходящего на водопой, изоби-
ловала рыба и был большой выбор участков для постоянных и
временных местообитаний.
Детально реконструирована природная обстановка стоянок на
террасах долины р. Дон (Костенковско-Борщовские). Во время
обитания здесь людей климатические условия благоприятствова-
ли произрастанию смешанных хвойно-широколиственных лесов
(ель, береза, липа, дуб). Среди останков животных находились
обитатели лесных и южных лесостепных ландшафтов (благороД'
р[Ь1й олень, бизон, лошадь, медведь, куница, бобр и др.)- Из тун-
дровых животных обнаружен только песец. Позднее, судя по па-
линологическим и фаунистическим данным, климат похолодал:
исчезли широколиственные породы деревьев, и широкое распро-
странение получили степи с участками ксерофильных элементов.
Природа обширных территорий обитания неоантропа была
исключительно разнообразна. Человек разумный расселился по всей
планете со всем ее разнообразием ландшафтов от тундры до эква-
ториальных лесов. Неосвоенными остались только ледяные пусты-
ни и заоблачные высокогорья.
Ископаемый Homo sapiens застал еще последнее материковое
оледенение конца позднего плейстоцена — самой холодной эпо-
хи четвертичного периода, когда из ландшафтов умеренной зоны
исчезла лесная растительность и обширные пространства были
заняты холодными степями.
В Европе установлен ряд стоянок с ориньякской культурой, в
которых обнаружена холодолюбивая фауна. Самые известные сто-
янки — навес Кроманьон во Франции и гроты Гримальди в Ита-
лии. На Русской равнине находки «холодного» кроманьонца най-
дены в известной стоянке Сунгирь, здесь обнаружены кости жи-
вотных, свидетельствующие о холодном климате (арктические
формы копытного лемминга, песца и северного оленя). Все они
принадлежат к типичным животным верхнепалеолитического ком-
плекса (мамонт, шерстистый носорог, северный олень, песец,
лемминг).
Интересны находки «человека из Асселяра» в Сахаре, относя-
щиеся к гумидной эпохе самого конца позднего плейстоцена. Здесь
во время его обитания территория нынешней пустыни была силь-
но обводнена, о чем свидетельствуют остатки раковин пресно-
водных моллюсков, рыб и крокодилов.
Изменение природных условий древних обитателей Сахары
хорошо прослеживается на характере наскальных рисунков в гор-
ных массивах пустыни. На самых древних (около 6 тыс. лет назад)
изображены животные водоемов (гиппопотамы, носороги, кро-
кодилы), на более поздних преобладают рисунки животных са-
ванн (слоны, жирафы, антилопы, страусы) и на самых поздних
Уже показаны обитатели сухих степей и полупустынь (лошадь и
одногорбый верблюд).
Из разных природных факторов наибольшее влияние на эво-
люцию древнего человека оказывал климат. Оно проявлялось как
Прямо (тепло — холодно, влажно — сухо), так и косвенно — че-
рез ландшафты, оледенение, растительность и животный мир.
Климат во многом определял характер расселения людей и сферу
ИХ деятельности (охота, собирательство). По-видимому, в ряде
случаев изменение климатических условий (похолодание) уско-
ряло физиологическое и социальное развитие ископаемых людей,
заставляло их энергично приспосабливаться к изменяющейся при
родной обстановке.
Палеогеоэкология и древний человек
История развития человечества, особенно в его последней
социально-индустриальной стадии, — это эпоха непрерывно
убыстряющегося воздействия (стресса) на окружающую природу
Напряженная экологическая ситуация между человеком и суцд/
ствующей вокруг него природной обстановкой, вероятно, начала
возникать только у палеоантропов. Ранее древнейшие люди (ар_
хантропы) занимались собирательством и умеренной охотой и ес-
тественно вписывались в природные биотопы, заполняя в них со-
ответствующую экологическую нишу. Основными факторами с
помощью которых человек воздействовал на окружающую среду,
были огонь и охота.
Первые следы разумного использования огня установлены в
Кении на стоянке, датируемой около 1,4 млн лет. В пещере близ
Пекина обнаружен семиметровый пласт золы, оставленный си-
нантропом за многие годы его проживания. Неандертальцем пред-
положительно, а кроманьонцем определенно огонь, помимо бы-
товых нужд, использовался при загонной охоте, при защите от
хищников, клещей и гнуса, для освобождения площадок под жилье
и устранения разных препятствий при миграциях. После крупных
пожаров на какое-то время возникали пирогенные ландшафты,
возрастала минерализация поверхностных и подземных вод, из-
менялись почва, состав флоры и фауны, сведение леса на склонах
усиливало денудацию, в горах — сход лавин и селей, на песчаных
грунтах возникали эоловые формы рельефа, в зоне мерзлоты ак-
тивизировался термокарст и солифлюкция.
Неандертальцы уже многое умели — строить, резать, раскалы-
вать, сверлить и обрабатывать шкуры. Помимо собирательства они
активно занимались охотой. Выбивая вокруг себя одних живот-
ных, они переключались на другой «живой пласт» либо переходи-
ли на более удаленные охотничьи угодья.
В среднем палеолите у неандертальцев появилась специализи-
рованная охота, особенно губительная для крупных травоядных
животных, когда стада зверей во время гона направляли к обры-
вам, где они разбивались. Так, в местности Солютре (Франция)
было обнаружено одно такое кладбище лошадей из более чем
100 тыс. особей. На древней стоянке охотников в Донбассе, в бал-
ке найдены останки около 1000 зубров, многие из которых не
были разделаны, т. е. не употреблены в пищу.
Неандертальцы, по-видимому, не могли заметно истощать окрУ'
жающую их природу — в основном они способствовали измене-
нию видового состава и численности потребляемых животных.
434
С появлением кроманьонцев, с которыми связана «неолити-
ческая революция», имевшая глобальное значение около 10 тыс.
лет назад, в относительно короткое время (несколько тысяч лет)
Произошла смена типа хозяйствования от присваивающего к про-
изводящему.
Переход к производству пищи путем сознательного выращива-
ния растений и разведения животных стал огромным экологиче-
ским скачком и имел значительные последствия для общения че-
ловека с природой: он не только пользовался ее дарами, но и
перестраивал ее для своих нужд. Первые земледельческие поселе-
ния возникли около 7 тыс. лет назад в предгорьях Загроса (Ирак),
спустя 3 тыс. лет они появились в Китае, Мексике и Перу. К этому
времени неолитический человек заселил почти всю сушу. Актив-
ная межконтинентальная миграция осуществлялась в эпоху пос-
леднего оледенения, когда уровень океана понизился на 100 м и
более и осушились некоторые проливы, разделяющие материки.
В самом конце позднего плейстоцена — начале голоцена отме-
чается крупный геоэкологический кризис — вымирает большая
группа животных верхнепалеолитического комплекса: поздний
мамонт, шерстистый носорог, пещерный медведь, гигантский
олень и др. В местах активной охоты древних людей, таких, как
европейские равнины, это, несомненно, произошло при участии
человека. Особенно «досталось» мамонту — наиболее ценной до-
быче, так как люди использовали не только мясо, но также бивни
и кости, необходимые при сооружении жилищ и в хозяйстве. В Америке
после появления человека и с его помощью за короткое время
(около 2 тыс. лет) исчезли многие животные и в первую очередь
самые доступные для охоты — все лошади и верблюды, мамонт,
мускусные быки, ленивцы, мастодонты и др.
Считается, что резкая аридизация Сахары и превращение ее в
пустыню произошло по вине древнего человека — неумеренного
земледельца и охотника. Подсчитано, что территории с пустын-
ным климатом на земле (36,3 %) занимают существенно мень-
шую площадь, чем пустыни (43 %), т.е. присутствует антропоген-
ная составляющая площадью 10 млн км2.
Резкое негативное воздействие на природу при неолитическом
человеке во многом связано с ростом населения; по сравнению с
палеолитом (2—3 млн) в неолите оно выросло на порядок. Значи-
тельная часть людей приучались к оседлому образу жизни, появи-
лись первые цивилизации поливного (Юго-Западная и Юго-Вос-
Точная Азия) и тропического (Перу, Мексика) земледелия. Вок-
руг постоянных поселений загрязняется и исчезает первичная при-
родная обстановка, формируются антропогенные ландшафты,
обусловленные не только воздействием огня и земледелием, но и
Разработкой и выработкой минеральных запасов. Так, в Нидерлан-
дах установлено около 5 тыс. выработок кремня глубиной до 15 м,
435
из которых получено более 50 тыс. т этого сырья, необходимого
для изготовления каменных орудий.
Изменения геоэкологической обстановки, обусловленные дея-
тельностью древних людей, были как целенаправленными, так и
нецеленаправленными. Человек, защищаясь огнем от зверей, мог
устраивать обширные пожарища, уничтожая всю растительность.
Убивая крупных растительноядных животных, он обрекал на со-
кращение и даже на вымирание охотившихся на них хищников.
Перечислим основные негативные последствия воздействия
древнего человека на окружавшую его природу: 1) сокращение
ареалов распространения и исчезновение многих животных и ра-
стений; 2) истощение лесных ресурсов и исчезновение больших
площадей лесов; 3) истощение почв и связанного с этим почвен-
ного плодородия; 4) истощение ресурсов полезных ископаемых;
5) активизация деструктивных (эрозионных, склоновых, эоло-
вых и др.) процессов; 6) засоление орошаемых земель; 7) ланд-
шафтные преобразования (обеднение и исчезновение естествен-
но-исторических и появление антропогенных ландшафтов).
Итак, появление и развитие человека и его материальной куль-
туры произошло в конце плиоцена — плейстоцене. За это время
продолжительностью около 3 млн лет человек эволюционировал
от высших приматов до Homo sapiens, пройдя стадии обезьянолю-
дей (австралопитеков), древнейших людей (архантропов), древ-
них людей (палеоантропов) и человека разумного (неоантропов)
(рис. 97).
Развитие материальной культуры, определяемое по каменным
орудиям и способам их изготовления, разделяется на палеолит
(древний каменный век, олдувейская, ашельская и мустьерская
культуры), мезолит (средний каменный век) и неолит (новый
каменный век).
Природа, окружавшая древних людей, была одним из опреде-
ляющих факторов их эволюции.
Рис. 97. Эволюция человека в плейстоцене.
Формы черепов яванского (А), раннего неандертальского (В), позднего неандер'
тальского (В) и кроманьонского (Г) человека свидетельствуют о прохождении ряДа
стадий, которые увенчались появлением Homo sapiens (Б. Джон и др., 1982)
Для последнего геологического периода (четвертичный) было
характерно усиление динамики и контрастности природных про-
цессов. Резкие климатические изменения приводили к неодно-
кратным крупным материковым оледенениям, к чередованию плю-
виальных и аридных эпох. 1
В процессе эволюции человека менялось и его отношение с
окружающей природой. На заре человечества древние люди орга-
нично вписывались в мир природы. По мере развития людей, услож-
нения обработки труда и охоты, а также хозяйственных и соци-
альных отношений, собиратель и охотник превратился в мощный
и часто негативный фактор воздействия на окружающую его при-
родную обстановку.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Баландин Р.К., Бондарев Л. Г. Природа и цивилизация. — М.: Мысль
1988.- 512 с.
Вегенер А. Происхождение континентов и океанов. — Л.: Наука, 1984. —
285 с.
Джон Б., Дербишер Э., Янг Г. и др. Зимы нашей планеты. — М.: Мир
1982.- 331 с.
Изменение климатов и ландшафтов за последние 65 млн лет. — М
Геос, 1999. - 378 с.
Калесник С. В. Общие географические закономерности Земли. — М.:
Мысль, 1970. — 282 с.
Марков К. К., Величко А. А. Четвертичный период. Т. 3. — М.: Недра,
1967.-440 с.
Марков К. К., Лазуков Г. И., Николаев В.А. Четвертичный период. Т.
1 — 2. - М.: Изд-во МГУ, 1965. - 474 с.
Методы диагностики и корреляции палеогеографических событий. —
М.: Изд-во МГУ, 1989. - 356 с.
Михайлова И.А., Бондаренко О. Б. Палеонтология. — М.: Изд-во МГУ,
1997. - 496 с.
Монин А. С. История Земли. — Л.: Наука, 1977. — 228 с.
Океаны и материки. Кн. 1. Океаны // Под ред. Ушакова С. А. — М.:
Изд-во МГУ, 2003. - 398 с.
Природа и древний человек. — М.: Мысль, 1981. — 222 с.
СвиточА.А. Палеогеография плейстоцена. — М.: Изд-во МГУ, 1987. —
187 с.
Свиточ А. А. Палеогеография: теория и актуальные вопросы. — М.:
1995. - 145 с.
Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Глобальная эволюция Земли. — М.: Изд-
во МГУ, 1991. - 446 с.
Сорохтин О. Г, Ушаков С. А. Развитие Земли. — М.: Изд-во МГУ, 2002. —
560 с.
Ушаков С. А., Галушкин Ю. И. и др. Гравитационное поле и рельеф дна
океана. — М.: Недра, 1979. — 295 с.
Ушаков С.А., Ясаманов НА. Дрейф материков и климаты Земли. —
М.: Мысль, 1984. — 210 с.
Хайн В.Е. Тектоника континентов и океанов. — М.: Научный мир,
2001.-604 с.
СОДЕРЖАНИЕ
ПРЕДИСЛОВИЕ НАУЧНОГО РЕДАКТОРА.............................3
ПРЕДИСЛОВИЕ................................................4
Глава 1. Место палеогеографии в системе наук о Земле.......7
1.1. Предмет изучения, задачи и классификация
палеогеографии.........................................7
1.2. Методология и методы.............................12
1.3. Проблема пространства—времени....................14
Глава 2. Современная Земля................................17
2.1. Общие сведения о Земле...........................17
2.2. Атмосфера и гидросфера Земли.....................20
Атмосфера Земли...............................20
Гидросфера Земли..............................22
2.3. Земная кора......................................23
Океаническая кора.............................25
Континентальная кора..........................30
2.4. Мантия Земли.....................................32
2.5. Ядро Земли.......................................35
Состав земного ядра...........................38
Глава 3. Происхождение Земли и Солнечной системы.
Догеологическая палеогеография............................41
3.1. Происхождение Солнечной системы..................41
3.2. Образование двойной планеты Земля—Луна...........48
Модели образования Луны.......................48
Ранняя стадия системы Земля—Луна..............53
Поздняя стадия (разрушение Протолуны).........55
3.3. Происхождение метеоритов.........................58
3.4. Эволюция системы Земля—Луна......................61
3.5. Развитие первичной Земли (Земля в катархее —
4,6 —4,0 млрд лет назад)..............................68
3.6. Палеогеография Земли в катархее..................73
Глава 4. Тектоника литосферных плит.......................78
4.1. Краткая история развития теории тектоники
литосферных плит......................................78
4.2. Основные положения тектоники литосферных плит....81
4.3. Палеомагнитная шкала инверсий главного
магнитного поля Земли и возраст дна океана............93
. 4.4. Кинематика литосферных плит
и палеогеографические следствия.......................98
439
Глава 5. Энергетические основы развития Земли
и палеогеографические условия формирования
земной коры...............................................102
5.1. Энергетические источники развития Земли..........102
Энергия аккреции и гравитационной
дифференциации Земли...........................Юз
Радиогенная энергия...........................106
Энергетический баланс Земли...................109
5.2. Геотектонические и палеогеографические следствия
приливного взаимодействия Луны с Землей................ИЗ
5.3. Процесс плотностной дифференциации Земли
и архейская палеогеография............................116
Начало плотностной дифференциации Земли.......117
Новое проявление эндогенной активности........124
5.4. Изменение средних скоростей перемещения
литосферных плит и глубины океана в истории Земли......128
Глава 6. Формирование гидросферы и атмосферы Земли... ....132
6.1. Эволюция мантии Земли............................132
6.2. Дегазация мантии и гидротермальные процессы......134
6.3. Формирование и эволюция гидросферы Земли
и закономерности накопления воды в Мировом океане......137
Вода мантии...................................137
Эволюция гидросферы...........................138
6.4. Природа глобальных изменений уровня Мирового океана 143
6.5. Формирование и эволюция атмосферы Земли..........146
Глава 7. Конвекция в мантии и смена палеогеографических
обстановок................................................156
7.1. Структура мантийной конвекции и дрейф материков..156
7.2. Этапы эволюции литосферы и лика Земли............161
Глава 8. Эволюция климата Земли...........................167
8.1. Изменение климата в геологической истории Земли..167
8.2. Перестройка литосферных плит.....................176
Позднемеловая эпоха...........................176
Кайнозойская эпоха............................179
Глава 9. Эволюция географических условий и жизни на Земле..183
9.1. Начальный этап формирования жизни на Земле.......183
9.2. Развитие форм жизни в протерозое.................187
9.3. Фанерозой — время явной жизни....................190
Палеозойская эра..............................193
Мезозойская эра...............................19^
Кайнозойская эра..............................203
Глава 10. Палеогеография мезозоя и раннего кайнозоя.......210
10.1. Рельеф поверхности Земли........................210
Общие предпосылки реконструкций палеорельефа...210
Методы реконструкций глубин дна океанов.......220
440
10.2. Эволюция рельефа поверхности Земли в мезозое....225
Триас.................................................226
Юра...................................................230
Мел...................................................234
10.3. Рельеф поверхности Земли в кайнозое.............243
Палеоцен — ранний эоцен.......................244
Поздний эоцен—ранний олигоцен.................245
Поздний олигоцен —плиоцен.....................249
10.4. Дрейф материков и эволюция климата Земли
в мезозое и кайнозое.................................258
Мезозой.......................................258
Кайнозой......................................269
Глава 11. Палеогеография плейстоцена.......................287
11.1. Палеогеографические критерии выделения
плейстоцена...........................................287
11.2. Развитие основных компонентов
и процессов природы..................................290
Неотектоника..................................290
Климат........................................294
Рельеф........................................299
Осадконакопление..............................302
Оледенения....................................306
Колебания уровня океана.......................316
Растительность и фауна........................319
11.3. Особенности палеогеографии плейстоцена..........323
11.4. Актуальные вопросы палеогеографии плейстоцена...330
Глава 12. Диагностика и корреляция палеогеографических
событий плейстоцена.......................................335
12.1. Приемы диагностики и корреляции палеогеографических
событий..........................................336
Палеонтологические методы.....................337
Почвенно-литологические методы................343
Методы абсолютного датирования................344
12.2. Палеогеографические корреляции..................351
Корреляция природных событий в системе
«континент—шельф —океан»......................351
Корреляция природных событий позднего
плейстоцена (палеогеографические реперы)......356
Глава 13. Ландшафтная сфера (географическая оболочка).....370
13.1. Современные и древние ландшафты.................370
13.2. Систематизация палеоландшафтов
(палеогеографические шкалы)...........................374
13.3. Ландшафтные обстановки фанерозоя................378
13.4. Ландшафтная зональность плейстоцена.............397
Глава 14. Колебательный характер природных процессов......402
441
14.1. Проявления свойства колебательности в разных
природных процессах.......................................
14.2. Причины периодичности природных явлений.........40^
14.3. Периодичность природного процесса
и долгосрочное географическое прогнозирование......4ц
Глава 15. Древний человек и его природная среда.............4Ю
15.1. Основные этапы развития человека.................4Ю
15.2. Развитие материальной культуры..................42|
15.3. Природа и геоэкологическая обстановка существования
древнего человека.....................................429
Природа древнего человека......................430
Палеогеоэкология и древний человек.............434
Список литературы..........................................438
Учебное издание
Свиточ Александр Адамович,
Сорохтин Олег Георгиевич,
Ушаков Сергей Александрович
Палегеография
Учебник
Редактор Н. А. Соколова
Технический редактор Е. Ф. Коржуева
Компьютерная верстка: Р. Ю. Волкова
Корректоры Г. Н. Петрова, Л. А. Богомолова
Изд. № А-1118-1. Подписано в печать 23.07.2004. Формат 60X90/16.
Гарнитура «Таймс». Печать офсетная. Бумага тип. № 2. Усл. печ. л. 28,0.
Тираж 5100 экз. Заказ №13723.
Лицензия ИД № 02025 от 13.06.2000. Издательский центр «Академия».
Санитарно-эпидемиологическое заключение № 77.99.02.953.Д.004796.07.04 от 20.07.2004.
И7342, Москва, ул. Бутлерова, 17-Б, к. 328. Тел./факс: (095)334-8337, 330-1092.
Отпечатано на Саратовском полиграфическом комбинате.
410004, г. Саратов, ул. Чернышевского, 59.
ИЗДАТЕЛЫЖИИ ЦЕИТг «АКАДЕМfl»
УВАЖАЕМЫЕ ЧИТАТЕЛИ I
ИЗДАТЕЛЬСКИЙ ЦЕНТР
ACADEMA «АКАДЕМИЯ»
ПРЕДЛАГАЕТ ВАШЕМУ ВНИМАНИЮ
СЛЕДУЮЩИЕ КНИГИ:
Т.М.САВЦОВА
ОБЩЕЕ ЗЕМЛЕВЕДЕНИЕ
Объем 416с.
В учебном пособии доно определение объекта и предмета
изучения физической географии и общего землеведения, изложе-
ны задачи и методы географических исследований, рассмотрены
факторы формирования географической оболочки, ее дифферен-
циации на природные комплексы, свойства географической обо-
лочки ноосферного этапа, описаны геосферы географической обо-
лочки. Особый раздел посвящен проблемам взаимодействия при-
роды и человека.
Для студентов высших педагогических учебных заведений. Мо-
жет быть использовано студентами негеографических факультетов,
изучающих курс «Общая физическая география».
В. В. ДОБРОВОЛЬСКИЙ
ОСНОВЫ БИОГЕОХИМИИ
Объем 400 с.
В учебнике рассмотрены основные понятия биогеохимии как
науки, приведен краткий обзор истории ее развития. Изложены
основные черты геохимии литосферы. Раскрывается механизм
биогеохимического преобразования состава газовой оболочки на
протяжении геологической истории. Даны характеристика глобаль-
ных биогеохимических циклов химических элементов и системати-
ческий обзор биогеохимии природных зон. Изложены теорети-
ческие представления и фактические данные о деформации при
родных биогеохимических циклов, вызванных хозяйственной Дея
тельностью человека, рассмотрены типичные антропогенные реги
ональные и локальные биогеохимические аномалии.
Для студентов почвенных и биолого-почвенных факультетов
высших учебных заведений, а также обучающихся по специоль
ностям «География», «Экология», «Геоэкология».
в. К. ЖУЧКОВА, Э. М. РАКОВСКАЯ
МЕТОДЫ КОМПЛЕКСНЫХ ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Объем 365 с.
В учебном пособии кротко россмотривоются методы обще-
научных и прикладных комплексных физико-географических иссле-
дований природных территориальных и оквальных комплексов:
ландшафтно-геохимический и ландшафтно-географический подходы
к их изучению, полевые исследования и картографирование при-
родных территориальных комплексов, стационарные и полустаци-
онарные исследования, камеральная обработка материалов.
Для студентов высших учебных заведений, обучающихся по гео-
графическим специальностям.
Ю.ф. КНИЖНИКОВ, В. И. КРАВЦОВА, О. В.ТУТУБАЛИНА
АЭРОКОСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Объем 384 с.
В учебнике рассмотрены физические основы, технические сред-
ства и технология получения аэрокосмических снимков. Раскрыты
изобразительные свойства и методика дешифрирования снимков,
их радиометрические и геометрические свойства, принципы ком-
пьютерной и фотограмметрической обработки снимков. Охарак-
теризованы формирование и современное состояние мирового
фонда аэрокосмических снимков в видимом и ближнем инфра-
красном диапазоне, в тепловом инфракрасном и радиодиапазане.
Дан обзор аэрокосмических исследований Земли, применения сним-
ков для изучения антропогенного воздействия но природную сре-
ду и решения экологических задач.
Для студентов высших учебных заведений, обучающихся по спе-
циальностям «География» и «Картография».
Н.В. КОРОНОВСКИЙ, Н.А.ЯСАМАНОВ
ГЕОЛОГИЯ
Объем 768 с.
Учебник написан с учетом новейших данных, полученных в ре-
зультате геолого-геофизических, космических и океанологических
исследований. В книге освещены экзогенные и эндогенные про-
цессы, их роль и значение в формировании и развитии земной
коры и рельефа Земли. Изложены главные структурные элементы
земной коры; представлена новая глобальная концепция — текто-
нико-литосферных плит.
Для студентов высших учебных заведений, обучающихся по эко-
логическим специальностям.
ИЗДАТЕЛЬСКИЙ центр «академия»
^88*^.
й» Ж
I
wa
Г'Т’С
UJB
,...:
!*.r.^.
uk'i
В. П.БЕЛОБРОВ, И. В.ЗАМОТАЕВ, С. В. ОВЕЧКИН
ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ С ОСНОВАМИ ПОЧВОВЕДЕНИЯ
Объем 353 с.
В пособии изложены основы почвоведения кок науки, о также
географии почв России и мира. Описаны факторы, процессы и
режимы почвообразования, почвенный профиль и его свойства
Рассмотрены классификация почв, их разнообразие и структура
почвенного покрова планеты, свойства и методы исследования
почвенного покрова. В приложении представлен практикум курса
Для студентов высших педагогических учебных заведений, обу-
чающихся по специальности «География».
Ю.П.СЕЛИВЕРСТОВ, А. А. БОБКОВ
ЗЕМЛЕВЕДЕНИЕ
Объем 512 с.
В учебнике раскрываются строение, происхождение и функци-
онирование географической оболочки — взаимосвязанной систе-
мы собственно земных образований твердого, газового, водного и
биогенного состояний. Географическая оболочка рассматривает-
ся в тесном взаимодействии с процессами и явлениями окружаю-
щего Землю космического пространства и представляется как био-
косная система — результат постоянного взаимообусловленного
обмена живого и косного вещества и энергий.
Для студентов высших учебных заведений. Может быть полезен
аспирантам естественных специальностей вузов и лицам, интере-
сующимся состоянием и развитием географического пространства.
Г.М. АБДУРАХМАНОВ, Д. А. КРИВОЛУЦКИЙ
БИОГЕОГРАФИЯ
Объем 480 с.
В учебнике содержатся сведения о географическом распростра-
нении и размещении живых организмов и их сообществ на Земле.
Обсуждены вопросы экологических основ биогеографии, устойчи-
вости различных природных структур, расселения гоминид.
Для студентов высших учебных заведений, обучающихся по гео-
графическим, биологическим и экологическим специальностям.
Н.Д. АЛЕХИНА, Ю. В. БАЛНОКИН, В. Ф. ГАВРИЛЕНКО
ФИЗИОЛОГИЯ РАСТЕНИЙ
Объем 768 с.
В учебнике рассмотрены особенности строения и работы
растительной клетки, ее онтогенез, митотический цикл, а также свойст-
ва клеток растений in vitro. Изложены основные этапы в развитии
представлений о природе дыхания и даны общие сведения о про-
цессе и его функциях в живом организме. Обобщены современ-
ные донные в области фотосинтеза. Отражено современное со-
стояние знаний о процессах, связанных с минеральным питани-
ем и водным обменом. Охарактеризована уникальная особен-
ность высших растений — способность синтезировать огромное
количество вторичных метаболитов. Дается описание физиологи-
ческих функций и механизмов их интеграции и регуляции в целом
растении в его онтогенезе и во взаимодействии с факторами сре-
ды обитания.
Для студентов биологических специальностей университетов.
Может быть полезен студентам сельскохозяйственных вузов, а так-
же специалистам, работающим в различных областях эксперимен-
тальной ботаники.
В. В. ГАВРИЛЕНКО, Т. В.ЖИГАЛОВА
БОЛЬШОЙ ПРАКТИКУМ ПО ФОТОСИНТЕЗУ
Объем 256 с.
В пособии представлены современные методы комплексного
исследования функциональной активности фотосинтетического
аппарата, которые позволяют детально охарактеризовать пигмен-
тные системы, оценить фотохимическую активность работы ЭТЦ
хлоропластов, определить интенсивность и энергетическую эффек-
тивность фотосинтеза и получить общую характеристику процес-
сов фотосинтеза на уровне целого растения. В пособии даны
основные сведения о технике лабораторных работ, приведены
примеры расчетов и способы статистической обработки резуль-
татов исследований.
Для студентов биологических специальностей университетов.
Может быть использовано студентами сельскохозяйственных и
педагогических институтов, сотрудниками научно-исследовательских
институтов.
В.А.ГОЛИЧЕНКОВ, Е. А. ИВАНОВ, Е.Н.НИКЕРЯСОВА
ЭМБРИОЛОГИЯ
Объем 256 с.
В учебнике изложены фундаментальные основы современ-
ной эмбриологии. Материал дается в соответствии со стадиями
развития организмов — от гамет, через оплодотворение, дробле-
ние, гаструляцию, нейруляцию к органогенезу. Раскрыты особен-
ности развития млекопитающих, проблемы регенерации и старе-
ния. Включены сведения по сравнительной и экспериментальной
эмбриологии, генетике развития. Книга снабжена цветными ил-
люстрациями.
Для студентов биологических специальностей университетов.
ИЗДАТЕЛЬСКИМ ЦЕНТиР «АКАДЕМИЯ»
ACADEMA
Книги Издательского центра
«АКАДЕМИЯ»
можно приобрести
В розницу:
• Выставка-продажа литературы издательства
(Москва, ул. Черняховского, 9, здание Института развития
профессионального образования). Тел./факс: (095) 152-1878
• Книжный клуб «Олимпийский» (Москва, Олимпийский пр-т, 16,
5-й этаж, место 20; 3-й этаж, место 166)
• Книжная ярмарка на Тульской (Москва, Варшавское шоссе, 9,
магазин-склад «Марко»)
• Московский дом книги (Москва, ул. Новый Арбат, 8)
• Дом педагогической книги (Москва, ул. Б. Дмитровка, 7/5; ул. Кузнецкий мост, 4)
• Торговый дом «Библио-Глобус» (Москва, ул. Мясницкая, 6)
• Дом технической книги (Москва, Ленинский пр-т, 40)
• Дом медицинской книги (Москва, Комсомольский пр-т, 25)
• Магазин «Библиосфера» (Москва, ул. Марксистская, 9)
• Сеть магазинов «Новый книжный» (Москва, Сухаревская пл., 12;
Волгоградский пр-т, 78)
Оптом:
• Москва, ул. Бутлерова, 17-Б, 3-й этаж, к. 328 (здание ГУП «Книгоэкспарт»).
Тел./факс: (095) 334-7873, 330-1092, 334-8337.
E-mail: sales@academia-moscow.ru
Москва, Автомобильный пр-д, д. 10 (территория ГУП «Таганское»).
Тел./факс: (095) 975-8927, 975-8928. E-mail: sales@academia-moscow.ru
• Санкт-Петербург, наб. Обводного канала, д. 211-213, литер «В».
Тел./факс: (812)259-6229, 251-9253. E-mail: fspbacad@comset.net
(оптово-розничная торговля)