по палеву удк 551. 8 Ббк 26. 323. 9 С88

МЕТОДИЧКА ПО ПАЛЕВУ

УДК 551.8 ББК 26.323.9 С88

Составитель: проф. В.И. Стурман

Рецензент: к.т.н., доцент И.Е. Егоров

Палеогеография: учебно-методическое пособие / Сост. В.И. Стурман; УдГУ, Ижевск, 2002. 43 с.

В учебно-методическом пособии кратко изложены основные теоретические положения курса палеогеографии: предмет и задачи дисциплины, области ее практического приложения, методы палеогеографических исследований, история развития географической оболочки Земли, некоторые общие палеогеографические закономерности. В едином комплексе рассматривается развитие природной среды и органического мира. Предназначена для студентов, обучающихся по географическим и природоохранным специальностям.

ББК 26.323.9

© Сост. В.И. Стурман, 2002

Сканировал: П.В. Коновалов, 2011

Распознавал и редактировал, а также попросил методичку у Л.Н. Злобиной: Р.А. Цигвинцев, 2011

скачано
http://cigvincev.ru

ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ ПАЛЕОГЕОГРАФИИ

Палеогеография изучает древнюю природу Земли и историю развития ее географической оболочки. Географическая оболочка, составляющие ее геосферы (атмосфера, гидросфера, литосфера, биосфера) и природно-территориальные комплексы (океаны и материки, физико-географические страны, природные зоны, сектора и области, и т.д., вплоть до фаций ландшафтов, развиваются непрерывно на протяжении всей истории Земли. Их современное состояние, изучаемое комплексом наук о Земле, не более чем статичный момент этого процесса, подобный одному кадру невообразимо длинной киноленты. Современное состояние природы Земли, причины и направленность происходящих изменений, невозможно понять, не зная их прошлых состояний. Изучение истории географической оболочки позволяет глубже познать механизмы взаимодействия компонентов природной среды. Подобно тому как знание истории человеческого общества открывает путь к пониманию причин и смысла происходящих в нем процессов, знание прошлого природы Земли является неотъемлемой частью естественнонаучного образования.

Палеогеография как наука развивается на стыке геологии и географии. При получении исходного материала используются в основном геологические методы (изучение разрезов горных пород, отбор и анализ проб); при его интерпретации - географические (интерполяция и экстраполяция на основе географических закономерностей). Для палеогеографии очень важно определение времени тех или иных событий. Это достигается через определение возраста пород, обычно с помощью палеонтологических и/или радиоизотопных методов. С другой стороны, палеогеографический критерий (сходство или различие физико-географических условий формирования отложений) позволяет оценить достоверность датировок горных пород, что очень важно в условиях неполноты геохронологии, наличия многочисленных перерывов в осадконакоплении. Таким образом, геология обеспечивает палеогеографию фактическими данными; палеогеография помогает выявлять в них закономерности, выстраивать отдельные факты в систему, в целостную картину прошлого состояния природной среды и, на основе выполненной реконструкции, придавать целенаправленность поиску новых фактов.

Палеогеографические исследования могут быть глобальными, т.е. охватывать Землю в целом, региональными или локальными, т.е. принимать в рассмотрение отдельные территории. Палеогеография рассматривает географическую оболочку в целом, либо отдельные геосферы и их части. Соответственно, кроме общей палеогеографии, существует ряд частных наук: палеогеоморфология, палеотектоника. палеовулканология, палеоклиматология, палеогидрология, палеогидрогеология. палеоэкология и др. Существуют разделы палеогеографии, рассматривающие отдельные интервалы геологической истории разного ранга и продолжительности: палеогеография докембрия, палеогеография мезозоя, палеогеография четвертичного периода и его отдельных подразделений, и т.п.

Палеогеографические исследования обычно выполняются в рамках комплексного геологического изучения территории, интервала геологического разреза. Областями практического приложения палеогеографии являются:

а) геологические исследования, связанные с поисками полезных ископаемых, т.к. восстановление палеогеографических условий позволяет выявлять обстановки, благоприятствовавшие формированию тех или иных полезных ископаемых, и на этой основе прогнозировать их размещение;

б) геоэкологические прог нозы, т.к. знания о прошлом состоянии природной среды при тех или иных изменениях отдельных геокомпонентов позволяют предвидеть возможные последствия изменений, предполагаемых в будущем.

МЕТОДЫ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Основной метод исследования в палеогеографии - палеогеографическая реконструкция, т.е. мысленное воссоздание на основе фрагментарных данных целостной картины былого состояния природной среды, в рамках которой параметры отдельных геокомпонентов тесно увязываются друг с другом и все вместе - с известными фактами геологического прошлого. Реконструкция природных условий прошлых эпох основывается на изучении их следов, находящихся в ископаемом состоянии. Следами прошлых природных условий (палеогеографическими документами) являются горные породы, рельеф, почвы, органические и неорганические включения.

Возможности методов палеогеографических исследований, детальность и надежность осуществляемых с их помощью реконструкций, как правило, убывают по мере отдаления событий во времени. Поэтому наиболее детально изучено развитие природы в четвертичном периоде, особенно его ближайшие по времени события; слабее детализирован мезо-кайнозой, палеозой. Меньше всего известно о докембрии, особенно о его ранних этапах.

Важнейший из палеогеографических методов исследования - фациальный анализ, т.е. изучение геологических тел (массивов горных пород с определенными формами залегания, внутренними включениями и внешними ограничениями), исходя из выявления условий их образования. Известно, что крупность зерен терригенных отложений указывает на подвижность среды осадконакопления, состав глинистых минералов - на тип выветривания, кристаллы и агрегаты кристаллов легко растворимых солей - на засушливость климата и т.д. Текстурные особенности, такие как косая или горизонтальная слоистость различных типов, псевдоморфозы по морозобойным клиньям, текстуры течения грунтов и др., также заключают в себе информацию об условиях образования отложений. Объектами изучения могут быть и включения в породах. Например, петрографический состав ледниковых валунов позволяет определять, из каких центров оледенения они доставлены; состав воздуха в пузырьках внутри современных ледников отражает состав атмосферы во время их формирования. На основе использования комплекса методов изучения вещественного состава пород (гранулометрический, минералогический, химический, петрографический анализы), текстурных особенностей, условий залегания, органических и неорганических включений определяется происхождение пород с последующей конкретизацией фациальных условий.

Фации делят на три основные группы: морские, бассейнов с ненормальной соленостью, континентапьные. Морские осадки зависят от глубины и конфигурации бассейна, рельефа дна. режима волнений и течений. Среди них выделяются: прибрежно- морские (литоральные и сублиторальные), шельфовые, батиальные (формирующиеся на материковом склоне), абиссальные (глубоководные) фации. Отложения бассейнов с ненормальной соленостью подразделяются на фации дельт, лагун, заливов, внутриконтинентальных бассейнов (пресных, солоноватых и соленых озер, внутренних морей). Континентальные фации отличаются наибольшим разнообразием: их подразделяют на генетические типы и далее - на фации и фациальные разновидности. Основными генетическими типами континентальных образований являются: элювиальные, делювиальные, солифлюкционные, коллювиальные (в т.ч. обвальные, осыпные. оползневые), пролювиальные, аллювиальные, эоловые, ледниковые.

флювиогляциальные. лимногляцмальные. вулканогенные. В особую группу выделяются техногенные образования. Наряду с чистыми генетическими типами выделяется •значительное количество смешанных: элювиально-делювиальные, озерно-аллювиальные и другие отложения. Генетические типы подразделяются на фации (например, аллювиальные отложения - на русловые, пойменные и старичные; далее каждая из фаций - на субфации). Отложения разных генетических типов, сформировавшиеся в единых тектонических и климатических условиях, образуют формации - закономерные сочетания отложений разных типов, нередко связанных переходами друг в друга.

Сопоставление фациальных особенностей одновозрастных пород, изученных в разных местах, позволяет выявлять особенности древнего рельефа и ландшафтов в целом, в т.ч.: расположение, климатические и геоморфологические особенности областей сноса и аккумуляции; пространственное положение, направления и скорости течений рек; направления движения ледников, положение береговых линий морей и озер, физико- химические свойства и характер подвижности воды; характер и интенсивность выветривания; направленность и интенсивность тектонических движений. Фациальный анализ дополняется рядом частных методов, призванных определить время и условия формирования пород. Среди них следует выделить следующие.

Палеозоологические методы. Включают определение систематической принадлежности и условий существования организмов по их ископаемым остаткам, заключенным в горных породах. Время формирования отложений определяется по присутствию руководящих фаунистических остатков (видов, главньм образом, морской фауны, с широким распространением и коротким временем существования), либо по составу фаунистических комплексов. Условия существования определяются на основе данных об экологии современных представителей тех же или родственных видов, либо по морфологическим особенностям. Методы палеозоологических исследований существенно различаются для морской и наземной, макро- и микрофауны.

Наиболее разработано расчленение отложений по ископаемым остаткам морской фауны. Выделяются руководящие виды и их комплексы для наиболее мелких единиц стратиграфической шкалы - зон. Из зон выстраивают более крупные единицы: горизонты, подъярусы, ярусы, отделы, системы. Для изученных видов и систематических групп фауны обычно бывают известны и палеоэкологические особенности: существуют холодо- и теплолюбивые виды, переносящие и не переносящие опреснение и т.д. Поэтому состав фауны, содержащейся в тех или иных отложениях, позволяет су'дить об условиях их формирования.

Для континентальных отложений датировки обычно делаются менее уверенно из- за фактора переотложения ископаемых остатков. Возраст отложений и условия их формирования (теплые или холодные, сухие или влажные) определяются по составу фаунистических комплексов: млекопитающих (для кайнозоя), пресмыкающихся, земноводных, наземных и пресноводных моллюсков. Для отдельных этапов формирования континентальных осадков выделяются фаунистические комплексы, состав которых закономерно отражает природные условия. Различают тундровые, лесные, степные и т.д. фаунистические комплексы.

Палеоботанические методы. Заключаются в изучении ископаемых макроскопических (палеокарпологический анализ) и микроскопических (палинологический, или спорово-пыльцовый анализ) растительных остатков. Палеоботанические методы применяются, главным образом, при изучении континентальных отложений. По макро- и микроскопическим остаткам определяется состав флористических комплексов и, соответственно, зональный тип растительности в период их существования. Среди растений выделяются характерные тундровые, таежно- лесные. степные и т.д. виды и систематические группы. Из сопоставления разновозрастных флористических комплексов выявляются тенденции изменения климата в соответствующие интервалы времени.

Благодаря значительному распространению ископаемых спор и пыльцы в континентальных отложениях по скважинам и обнажениям нередко удается построить графики (диаграммы), показывающие, как изменялся состав растительности в ходе формирования отложений. На них выделяют фазы похолодания и потепления, увлажнения и иссушения климата. Последовательность смены климатических фаз служит одним из критериев корреляции (сопоставления) разрезов. Для относительно молодых, хорошо изученных интервалов времени определяются районы распространения наиболее близких по составу современных флор. Это позволяет на основе аналогий определять климатические параметры.

Археологический метод. Применяется при изучении четвертичного периода, и в особенности его наиболее молодых подразделений. Метод заключается в восстановлении условий жизни ископаемого человека по следам его материальной культуры: характеру стоянок и жилищ, наскальной живописи, орудий, одежды, по костным остаткам животных, на которых охотились. Выделяется ряд археологических эпох (культур), увязанных с этапами развития природы.

Палеомагнитный метод. С его помощью определяется остаточная намагниченность пород, восстанавливается история магнитного поля Земли и увязываются события в ее ходе (смены полярности, различной продолжительности и периодичности) с тектоническими и климатическими событиями. Палеомагнитный метод позволяет определять направления меридианов и параллелей во время формирования пород, что весьма важно для восстановления истории перемещений литосферных плит.

Изотопные методы абсолютной геохронологии. Включают ряд частных методов (радиоуглеродный, калий-аргоновый, и др.), основанных на определении количества содержащихся в породах или ископаемых остатках радиоактивных изотопов и продуктов их распада. Скорость радиоактивного распада является физической константой, и точное определение содержания отдельных изотопов позволяет (при условиях, обеспечивающих изоляцию объекта исследования) определять, с той или иной точностью, возраст пород в годах.

Палеотемпературный метод. Основан на зависимости соотношения изотопов кислорода 18
0 и 16
0 от температуры водной среды. Метод применяется к изучению остатков морских моллюсков. Определяется изотопный состав кислорода в составе кальцита, слагающего раковины, одновременно с определением их абсолютного возраста. Сопряженное использование палеотемпературного метода и абсолютных датировок позволяет строить палеотемпературные кривые - графики изменения температуры морской воды в придонных слоях. Морские осадки образуют непрерывные разрезы; из сопоставления таких разрезов для разных пунктов Мирового океана выявляют глобальные ритмы потеплений и похолоданий.

Палеогеомофологический метод. Основан на выявлении условий образования древних форм рельефа, в т.ч. погребенного или реконструируемого. По результатам геоморфологического изучения выделяются эпохи расчленения, фиксируемые погребенными долинами, эпохи выравнивания рельефа, т.е. образования пенепленов и педипленов. По деформациям поверхностей выравнивания, речных, морских и озерных террас, погребенных долин определяется характер последующих тектонических движений. Современный рельеф подразделяется на формы различного порядка, для которых определяется время и условия образования. Среди форм рельефа особо выделяют реликтовые, т.е. отражающие условия рельефообразования. отличные от современных: ледниковые формы, береговые образования, барханы и дюны, термокарстовые западины и др.

Составление и анализ палеогеографических карт. Данные палеогеографических реконструкций наносятся на карты, составляемые для определенных интервалов времени. На палеогеографических картах отображаются: генетические и фациалъные типы осадконакопления, данные определения палеотемператур. места находок и характер ископаемых флористических и фаунистических остатков, направления параллелей и меридианов. На основе обобщения частных фактов картируются древние природные зоны, направления движения литосферных плит, морских течений, материковых ледников. При анализе палеогеографических карт выявляются тенденции и закономерности развития природы в определенные периоды времени. При проведении прикладных патеогеографических исследований выделяют факторы, благоприятствовавшие накоплению полезных ископаемых (болотно-лесная растительность для угленакопления, межгорные депрессии для россыпеобразования и др.). Далее на специальных картах оконтуриваются территории, условия которых благоприятствовали формированию соответствующих полезных ископаемых.

ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ

Ранние этапы развития Земли

История Земли включает две крупнейших единицы - зона: криптозой (время скрытой жизни) и фанерозой (время явной жизни). Для фанерозоя. включающего палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры, существуют хорошо разработанные биостратиграфические и геохронологические шкалы, на которые опираются палеогеографические реконструкции; используется принцип актуализма. Для криптозоя. включающего катархей, архей, протерозой, рифей и венд, фактов и датировок установлено значительно меньше, палеогеографические реконструкции затруднены в связи с резкими отличиями природных условий от современных

Катархей (4.5-3,5 млрд. лет назад). Вследствие метеоритной бомбардировки происходило образование кратеров. В недрах Земли радиоактивный распад привел к разогреву и расплавлению вещества, что создало предпосылки для его гравитационной дифференциации. Тяжелые элементы концентрировались в ядре, более легкие двигались к поверхности, где формировалась корка твердого вещества - первичная литосфера. Она не подразделялась на структуры, была очень тонкой, непрочной и часто прорывалась. Тогда происходили площадные излияния лав, активизировалась дегазация недр. За счст дегазации недр формировалась первичная атмосфера восстановительного состава: преобладали метан, аммиак, в меньшей степени - водород, пары воды, диоксид и оксид углерода. Конденсация паров должна была привести к образованию первичной гидросферы; о ее характере имеются разнообразные гипотезы - от представления об отсутствий водоемов вследствие высокой температуры до предположений об океане, который покрывал всю планету.

Примерно 3,6-3,7 млрд. лет назад внутреннее ядро Земли стало достаточно большим, чтобы продуцировать конвекционные потоки в мантии. В результате воздействия этих потоков происходило образование вулкано-плутонических структур, обычно округлой формы, - древнейших ядер консолидации. Такие образования, сложенные серыми гнейсами, возраст которых достигает 4-4,5 млрд. лет. встречены в пределах древних щитов: на Алданском нагорье, Кольском полуострове, в Южной Африке. Древние ядра консолидации в процессе тектонических движений присоединяли к себе перемятые и нагроможденные обломки первичной базальтовой коры. Пол воздействием магматических процессов происходили их метаморфизация (в т.ч. гранитизация) и увеличение размеров консолидированных образований. Так образовались первые протоконтиненты.

Таким образом, произошла дифференциация первичного вещества, образовавшего планету, с выделением из него атмосферы, гидросферы и литосферы. Атмосфера создала защиту от космических излучений и метеоритной бомбардировки. Гидросфера создала среду для образования растворов и протекания в них химических реакций. В пределах литосферы выделились первые участки с относительно стабильными условиями. Все эта создало предпосылки для появления жизни, что произошло приблизительно 4 миллиарда лет назад.

О происхождении жизни на Земле имеется две основных гипотезы - земная, предполагающая образование первичных жизненных форм из природных химических соединений (Опарин-Холдейн). и космическая, предполагающая проникновение на Землю организмов, возникших вне ее (Вернадский). При крайней недостаточности фактических данных вопрос о предпочтительности той или иной гипотезы происхождения жизни имеет не столько естественнонаучный, сколько религиозно- философский характер. Отметим, однако, что космическая гипотеза оставляет нерешенным вопрос о первичном происхождении жизни.

Независимо от происхождения по современным представлениям первыми формами жизни были капли и скопления «живого бульона» (коацерватные капли) - нуклеиново-белковые молекулы, которые питались космической пылью - реголитом, газами атмосферы, органическими веществами, которые образовались в первичной атмосфере и океане под воздействием грозовых разрядов, температуры, радиоактивности. Коацерватные капли постепенно превращались в системы, способные к росту и увеличению своей массы за счет взаимодействия с внешней средой (протобионты). Эволюция от протобионтов к клеточным структурам, с закреплением наследственной информации в генетическом коде, не менее сложна и продолжительна, чем эволюция от одноклеточных организмов до современного разнообразия органического мира, и в т.ч. до человека, но значительно менее изучена. Примерно 3.75 млрд. лет назад на смену доклеточным формам жизни пришли клеточные доядерные - прокариоты - архебактерии и эубактерии, способные питаться за счет связывания железа, серы, азота. Эти крайне примитивные жизненные формы, благодаря способности жить и развиваться в самой разнообразной среде, в т.ч. бескислородной высокотемпературной (например, в сульфидных гидротермах океанического дна - «черных курильщиках»), существуют и в настоящее время. Они заселяют экологические ниши, недоступные для более высокоорганизованных организмов.

Архей (3,5 - 2,5 млрд. лет) был более спокойным периодом. Земная кора была сравнительно однообразна, со слабо выраженной пространственной дифференциацией. В неглубоких морях отлагались кремнистые, железистые, глиноземные (АЬОз) и карбонатные илы._Жизнь, представленная все более умножавшимися и разнообразными прокариотами, была сосредоточена в море. Наиболее высокоорганизованные прокариоты - цианеи (сине-зеленые водоросли) были распространены уже достаточно широко, образуя на мелководьях строматолитовые рифы.

Суша была представлена 10-12 протоконтинентами. которые сформировались в приэкваториальной зоне, над восходящими потоками мантийного вещества. При этом су ша была равнинной, на что указывает отсутствие конгломератов в составе отложений. Протоматерики были еще сравнительно непрочными образованиями, они сравнительно легко раскалывались под воздействием мантийных потоков. В расходящихся трещинах формировались породы офиолитовой ассоциации (зеленокаменные, подобные современной молодой океанической коре срединно-океанических хребтов). „При столкновениях обломков протоматериков происходило складкообразование, сжатие и переплавление и. следовательно, увеличение мощности коры и формирование первых

консолидированных образований. Такие образования получили название «древние ядра консолидации»; они, как правило, сохранились до настоящего времени в пределах щитов. Предполагается, что в архее были периоды образования мегаконтииентов. объединявших все или почти все существовавшие консолидированные ядра. - Археогеи примерно 3.8 млрд. лет и Протогеи 2,8-3 млрд. лет назад.

Атмосфера на протяжении архея оставалась восстановительной, очень плотной, с температурой +70 - +120° (по некоторым оценкам до 600°). Большая часть воды находилась в парообразном состоянии, что и определяло высокую плотность атмосферы.

Протерозой (2,5-1,7 млрд. лет). Переход от архея к протерозою был обусловлен двумя относительно совпавшими по времени (в интервале 2,8-2,2 млрд. лет) событиями: началом органического фотосинтеза и формирования кислородной атмосферы и началом тектогенеза плит и срединно-океанических хребтов. Кислород выделяли сине-зеленые водоросли, в большом количестве распространившиеся еще в архее; но кислород в атмосфере не задерживался. Основную роль в связывании кислорода играл процесс окисления прокариотами (железобактериями) железа двухвалентного до трехвалентного. Двухвалентное железо в значительных количествах поступало из мантии в ходе ее дегидратации, а трехвалентное железо, будучи малоподвижным, накапливалось в составе илов, из которых позднее вследствие метаморфизма сформировались джеспилиты (железистые кварциты). Сине-зеленые водоросли извлекали из атмосферы углекислый газ. Это влекло за собой снижение выраженности парникового эффекта и падение глобальной температуры. Разные авторы приводят цифры от +4 - +10 при атмосферном давлении, близком к современному, до +30 - +40° при высоком давлении. Цифры друг другу не противоречат, так как при снижении температуры не могло не происходить перехода воды в жидкую фазу, уменьшения плотности атмосферы и увеличения количества воды в жидкой фазе с соответствующим повышением уровня океана. Ослабление парникового эффекта было столь велико, что возникло первое оледенение. Его следы (тиллиты, т. е. метаморфизованная морена) сохранились на Северо- Американской, Южно-Американской, Австралийской и Индостанской платформах и в Южной Африке, располагавшихся в высоких широтах.

__ В низких широтах располагались Сибирский, Центрально-Африканский. Восточно-Европейский и Антарктический протоматерики. На них происходили трансгрессии, в неглубоких морях накапливались карбонатные породы (известняки, доломиты), сульфатные породы (гипсы), что указывает на достаточно теплый климат. Так началось образование платформ, состоящих из кристаллического фундамента и ;
осадочного чехла. Однако на протяжении протерозоя в пределах материков резко

преобладали щиты.

Тектонические события протерозоя привели к значительной дифференциации и усложнению земной коры и рельефа. Протоконтиненты протерозоя были более устойчивы к воздействию восходящих мантийных потоков, и не столько раскалывались, сколько смещались в стороны, сминая более тонкую океаническую кору. Так началось формирование аккрециональных призм, их гранитизация и прирастание континентальной коры. Эти процессы происходили неравномерно, в виде ряда тектонических циклов. В результате беломорского и карельского (1,9 и 1,7 млрд. лет) циклов произошло объединение древних ядер, консолидация первоначально разобщенных щитов в платформы, а платформ - в единый суперконтинент Мегагея (1,7-1,5 млрд. лет, т. е. уже в рифее).

Примерно 2,2 млрд. лет назад резко сократилось поступление из недр двухвалентного железа, и выделявшийся в результате фотосинтеза кислород стал поступать в атмосферу и накапливаться в ней. Произошла смена восстановительной геохимической обстановки на окислительную; сильно изменилась подвижность

большинства химических элементов, условия жизни организмов. Вследствие этого произошла массовая гибель безъядерных прокариот. За счет их органического вещества образовались месторождения газа, нефти и графита докембрия. Эволюция органического мира- далее развивалась на основе ядерных клеток, их усложнения, функциональной дифференциации, и перехода к многоклеточным организмам.

AJT) Рифей (1.7-0.7 млрд. лет) начался с образования Мегагеи. в котору
ю

объединились все древние платформы. Но суперконтинент бил слишком велик, чтобы «вписаться» в сеть восходящих мантийных потоков, поэтому произошел его раскол. В ходе раскола на древних платформах образовались специфические структуры - авлакогены - глубокие линейные тектонические впадины, впоследствии интенсивно заполнившиеся осадками. Но в основном раскол произошел по старым швам. В среднем рифее платформы северного полушария вновь объединились, а затем вновь разошлись. Около 1 млрд. лет назад северные (Северо-Американскнй. Восточно-Европейский. Сибирский) и южные (Южно-Американский, Африканский, Антарктический. Индостанский) материки сосредоточились в полярной области и испытали оледенение. В дальнейшем материки переместились в более низкие широты. Оледенение вследствие этого завершилось, и на Земле (по -крайней мере, в пределах материковой суши) установился слабо дифференцированный по зонам теплый влажный климат.

Вследствие тектонической активности платформы располагались относительно высоко над уровнем моря. Жизнь по-прежнему была сосредоточена в море и была представлена одноклеточными. Содержание кислорода постепенно увеличивалось, но в рифее оно еще не превышало первых процентов. Озоновый экран еще отсутствовал, и су ша была безжизненна. Высоко поднятые, не покрытые растительностью, материки подверглись интенсивной денудации. Следствием этого было накопление в прилегающих, трансгрессировавших по авлакогенам морях огромных толщ терригенных пород (песчаников, конгломератов, алевролитов, аргиллитов).

В венде (700-500 млн. лет) общие тектонические и климатические условия не претерпели существенных изменений. Происходило прогибание окраин платформ и авлакбгенов; шельфовые моря выходили за пределы последних. Вследствие выравнивания рельефа материков преобладающим типом осадков стали тонкослоистые глины.

В развитии жизни произошел важнейший качественный сдвиг: переход от одноклеточных форм к многоклеточным. В венде сформировалась многочисленная фауна многоклеточных организмов. Они получили название мягкотелых, т.к. еще не имели скелета. Фауна мягкотелых была представлена медузами, червями, в т.ч. весьма крупными - до 0.5 м в диаметре или до 1 м в длину. Из-за отсутствия скелета эти организмы плохо сохранились в ископаемом состоянии и до недавнего времени не были известны науке. Обнаружение и изучение фауны мягкотелых венда, в чем сыграли значительную роль российские геологи и палеонтологи, было одним из крупнейших геологических открытий последних десятилетий.

Природный процесс в палеозое

Общие особенности палеозойской эры. Палеозойская эра (570-235 млн. лет) включает два тектонических и геохимических цикла: каледонский (кембрий, ордовик, силур) и герцинский (девон, карбон, пермь). Циклы начинались расколами материков и раскрытием океанов (что фиксируется офиолитовыми ассоциациями), а завершались столкновениями литосферных плит, складкообразованием и объединением материков (что фиксируется поясами складчатости). Но это происходило в Северном полушарии.

тогда как в Южном полушарии на протяжении всего палеозоя материки были объединены в суперматерик Гондвану. Ее общая площадь составляла примерно 100 млн. км2
, причем все материки в ее составе были развернуты по сравнению с современным положением примерно на 180°.

Состав атмосферы в начале палеозоя был еще далек от современного: при преобладании азота, содержание кислорода было невысоким (20-30% от современного). Содержание углекислого газа на порядок больше современного, оно медленно сокращалось от кембрия к раннему девону - с 0,3 до 0, 15%. Дегазация недр с опережением компенсировалась связыванием углерода в карбонатных породах и горючих ископаемых. Палеозой был беспрецедентной эпохой карбонатонакопления, проявившейся на всех материках. На палеозой приходится также ряд эпох угленакопления.

В результате процесса фотосинтеза происходили постепенное обогащение атмосферы кислородом и формирование озонового экрана. Это создало предпосылки для заселения суши разнообразными формами жизни. На суше жизнь вышла из-под воздействия «бромного тормоза» - влияния на нервную систему избыточного содержания брома, что характерно для морской среды. Поэтому (массовый выход жизни на сушу, происшедший в девоне, повлек за собой значительное ускорение эволюции как органического мира, так и (через влияние на газовый состав атмосферы и соответственно на климат) планеты в целом.

Но все эти процессы шли очень неравномерно t
вследствие продолжавшейся активной дегазации недр - выделения азота, углекислого газа, сернистых соединений. Максимумы концентрации кислорода отмечены в позднем ордовике (несколько меньше, чем ныне) и раннем карбоне (примерно на 10-15% больше современного). Между максимумами были минимумы в позднем кембрии, раннем девоне, перми, когда количество кислорода не превышало 20-30% от современного уровня.

Палеозой,..в отличие от более ранних этапов развития Земли, входит в фанерозой - время явной жизни и, значит, более изучен. Основная причина и критерий здесь - формирование организмов с наружными и/или внутренними скелетами, значительно лучше сохраняющимися в ископаемом состоянии.

Кембрийский период (570-490 млн. лет). Южные материки были объединены в Гондвану, причем Южный полюс располагался в районе северо-запада Африки. Северные материки были разобщены и располагались в тропических и субтропических пшротах. Климат был значительно теплее, чем в венде (глобальные температуры оцениваются в +20 - +28°). Преобладали климаты, сравнимые с современными экваториальными, влажными или сухими тропическими, и лишь вблизи полюсов условия были субтропические. Дифференциация климатических условий была выражена слабо и проявлялась не столько в зональных различиях температур, сколько в секторных различиях увлажнения.

Кембрийский период был временем радикального изменения живой природы, крупнейшего за всю историю биосферы. В течение сравнительно короткого (по геологическим масштабам) времени (появились многие группы скелетных организмов: археоциаты, губки, радиолярии, гастроподы, брахиоподы, трилобиты, кишечно­полостные. В конце кембрия появились и первые позвоночные - панцирные бесчелюстные. Представители фауны кембрия не отличались крупными размерами (до 20 см): — *

В кембрийском периоде начался и выход жизни на сушу: во влажных местах появились псилофиты, бактерии и грибы, черви и многоножки. Но огромные размер],! Гондванского материка не создавали предпосылок для его заселения. В то же время па северных материках (Сибирском, Северо-Американском, частично Восточно-

Европейском) происходили трансгрессии; в неглубоких шельфовых морях формировались толши карбонатных и глинистых пород.

Ордовикский период (490-435 млн. лет) характеризуется постепенным сближением северных материков и смещением южных материков в направлении полюса. Сибирский континент сместился на юг, присоединив ряд островных дуг своего южного и западного обрамления (байкальская и салаирская складчатости). Северо-Американский континент начинал сближаться с Восточно-Европейским, и разделяющий их Палеоатлантический океан превращался в систему окраинных морей и островных дуг. В то же время сохранялся и развивался Индо-Уральский срединно-океаничсский хребет, т. е. между Восточно-Европейской и Сибирской платформами продолжалось растяжение.

Климаты ордовика отличались от климатов кембрия большей дифференцйрованностью как в пространственном, так и во временном отношении. Средняя глобальная температура по сравнению с кембрием понизилась незначительно, но в конце ордовика произошло значительное похолодание, приведшее к оледенению. Южный полюс тогда располагался среди Гондваны (современный северо-запад Африки, северо-восток современной Южной Америки). Соответственно испытали оледенение тогдашние полярные области Африки и Южной Америки. Но на большей части материков имел место тропический аридный климат, вблизи морей - тропический гумидный. Между тропическим поясом и зоной оледенения, в пределах современных Африки и Южной Америки, располагался умеренный пояс.

Значительная часть древних платформ в ордовике подверглась трансгрессиям. В неглубоких шельфовых морях на большей части Сибирской и Северо-Американской платформ, на периферии Восточно-Европейской платформы сформировались мощные толщи известняков и доломитов.

Органический мир ордовика отличался от кембрийского большим разнообразием, большей численностью, большими размерами морских животных (головоногие моллюски с раковинами до 3 м, трилобиты до 1,5 м). В этом периоде уже существовали представители большинства известных сейчас классов морских беспозвоночных животных. Получили распространение коралловые рифы.

В конце ордовика имело место одно из наиболее массовых вымираний, в результате которого исчез ряд групп трилобитов, кораллов, граптолитов. В общей сложности количество семейств морской фауны сократилось примерно на 10-15% (по некоторым оценкам до 75%). Это событие совпало по времени с похолоданием и оледенением и, возможно, было им обусловлено.

Силурийский период (435-400 млн. лет) характеризуется постепенным <х , повышением температурного режима (до +18 - +22°) с понижением содержания кислорода в атмосфере. Продолжали сближаться материки Северного полушария, что сопровождалось активизацией тектонических движений и связанного с ними процесса дегазации недр. В конце силура началось закрытие Протоатлантического океана в результате столкновения Восточно-Европейской и Северо-Американской платформ. Это событие запечатлелось в виде области каледонской складчатости современной Скандинавии и Гренландии. Как предполагают некоторые авторы, в конце силура произошло и столкновение Северо-Американской платформы с Гондваной. В свою очередь, Гондвана сместилась к северу и покинула Южную полярную область. В результате этого завершилось оледенение, наступило общее потепление.

Органический мир после вымирания в конце ордовика восстановил и превысил уровень биоразнообразия. Получили широкое распространение раковинные и коралловые формы. Продолжалось рифообразование, появились первые рыбы: (панцирные бесчелюстные). К концу силура относится появление первых сухопутных растений - псилофитов, сосудистых травянистых растений, способных существовать в

наиболее увлажненных местах. Но в целом жизнь была по-прежнему сосредоточена в море.и на побережье; суша оставалась преимущественно пустынной. Значительная часть платформ по-прежнему была занята шельфовыми морями, в которых происходило карбонатонакопление.

Девонский период (400-345 млн. лет). Важнейшим тектоническим событием было завершение каледонской складчатости и образование единого материка Еврамерики. Он включал Восточно-Европейскую и Северо-Американскую платформы, а также области каледонской складчатости Гренландии и севера Европы. По некоторым реконструкциям, в раннем и среднем девоне на некоторое время Евроамерика смыкалась с Гондваной, образуя Пангею. В ее состав не входил только Сибирский материк. В связи со складкообразовательными и горообразовательными процессами при столкновении материков образовались многочисленные разломы, что привело к активизации вулканизма. Резко усилилась дегазация недр и, как следствие этого, произошел рост содержания углекислого газа до 0,4% (максимальный для всего фанерозоя уровень). Это повлекло за собой усиление парникового эффекта и повышение глобальной температуры (до +28 -+30°; наибольшее значение за фанерозой). В океанах и на побережье уже существовала достаточно развитая глобальная экосистема, и она отреагировала активизацией органогенного карбонатонакопления. В результате произошел резкий рост содержания кислорода в атмосфере (от 30% современного количества в раннем девоне до 100% современного уровня в конце позднего девона). Сформировался озоновый экран, резко снизивший уровень ультрафиолетового облучения на суше. В то же время массовое связывание углекислого газа повлекло за собой некоторое снижение глобальной температуры в позднем девоне.

Биота отреагировала на благоприятные изменения среды резким повышением биопродуктивности и биоразнообразия, заселением новых экологических ниш. В теплом и влажном климате девона имел место «взрыв видообразования» в море, в связи с чем девон получил название «век рыб». Получили распространение многочисленные формы панцирных, хрящевых и костных рыб, многочисленные аммоноидеи, фораминиферы. брахиоподы, кораллы. 7

В девонском периоде произошел также массовый выход различных форм жизни на сушу: сформировались псилофитная флора раннего и среднего девона; флора папоротникообразных позднего девона. В конце девонского периода на суше уже существовали настоящие леса из папоротникообразных; появились первые настоящие голосемянные. В позднем девоне от кистеперых рыб произошли первые земноводные - стегоцефалы, ставшие предками многообразных позвоночных, позднее заселивших сушу.

Однако столь быстрое развитие органического мира повлекло за собой и определенные проблемы. Отмирание многочисленных органических остатков в море привело к распространению сероводородного заражения морских глубин; и в конце (по другим данным - в середине) девона это привело к массовому вымиранию морской фауны (особенно рифообразующих кораллов и связанных с ними организмов) и длительному перерыву в рифообразовании. Эти события повлекли образование широко распространенных черных сланцев (аспидная формация, названная так из-за цвета пород).

В среднем и позднем девоне Гондвана вновь сместилась к югу. Но в связи с высокой концентрацией углекислого газа фон температур оставался высоким, климатическая зональность - слабо выраженной. Даже в приполюсных районах Гондваны имел место умеренный климат. На древних платформах по-прежнему имели значительное распространение трансгрессии и карбонатонакопление в шельфовых морях. В частности, в девоне была впервые затоплена преобладающая часть Восточно- Европейского материка.

J Л «л/ЪС)-<

Каменноугольный период (345-280 млн. лет) начался как относительно спокойное теплое (глобальная температура +24 - +26°) время, с широким развитием трансгрессий на платформах и распространением выровненных пространств прибрежных равнин. В этих условиях получили развитие леса из плауновидных и хвошеобразных гигантских деревьев, послуживших исходным материмом для угленакопления. При высокой концентрации как кислорода (на 10-15% больше современного), так и углекислого газа и достаточно высокой глобальной температуре, активно развивался органический мир суши: возникли многочисленные земноводные, насекомые, в т.ч. гигантские формы. В середине карбона появились первые пресмыкающиеся, хотя их разнообразие и роль в экосистемах оставались в карбоне незначительными. В море возрастало разнообразие основных групп, возникших в девоне. Значительно сократилась ранее процветавшая группа трилобитов. В море и на суше происходил очень интенсивный фотосинтез и связывание углерода в виде карбонатных пород и углей.

В среднем и позднем карбоне тенденции развития изменились. Связывание углерода происходило быстрее, чем его выделение из недр. Следовательно, снижалось содержание углекислого газа, ослабевал парниковый эффект. Средняя глобальная температура понизилась до +16 - +18 . По мере развития процесса столкновения Лавразии и Гондваны сокращались размеры шельфовых морей на древних платформах, росла площадь суши. Вследствие понижения глобальной температуры, одновременно с увеличением площади суши, в позднем карбоне и ранней перми на южных материках произошло грандиозное оледенение, охватившее Австралию, Антарктиду. Индостан, южные половины Южной Америки, Африки, Аравии. Ледники достигали 45-50° южной широты, почти как в четвертичном периоде в Северном полушарии.

В то же время в среднем и позднем карбоне большая часть северных материков располагалась в приэкваториальном поясе и имела влажный тропический климат. Резко усилились температурные контрасты, активизировалась циклоническая деятельность. Увеличившаяся таким образом влажность климата способствовала продолжению эпохи угленакопления на северных материках. Таким образом, в позднем карбоне сложилась климатическая зональность, зеркально (оледенение в Южном полушарии при преимущественно океаническом Северном) похожая на таковую в четвертичный период.

В позднем карбоне произошло объединение Лавразии и Гондваны с образованием единого суперматерика Пангеи. В зоне столкновения Лавразии и Гондваны сформировались герцинские горно-складчатые сооружения Западной Европы. На рубеже карбона и перми в результате закрытия Уральского палеоокеана к этому суперматерику присоединилась Сибирская платформа. В состав Пангеи не входила только Китайская плита. На территории современного Урала, Западной Сибири, Северного. Центрального и Восточного Казахстана образовался герцинский складчатый пояс, выраженный в рельефе в виде высоких горных сооружений.

■ Пермский период (280-235 млн. лет) был временем существования Пангеи. протягивавшейся от Южного полюса почти до Северного. Вблизи Южного полюса в ранней перми продолжалось оледенение. В Уральском и Аппалачском поясах продолжалось горообразование. На платформах преобладали регрессии.

Одновременно происходила интенсивная денудация горных сооружений. При огромном размере материка Пангеи, значительном распространении на нем высокогорных складчатых поясов было затруднено проникновение влажных воздушных масс во внутриконтинентальные районы. Это способствовало аридизации внутриконтинентачьных пространств, и на смену обширным болотистым лесам карбона пришли не менее обширные пустыни пермского периода.

Такие условия не способствовали дальнейшему существованию весьма влаголюбивых гигантских хвощеобразных, плауновидных и папоротникообразных, а также фауны земноводных. В пределах этих систематических групп произошло массовое вымирание, после которого они остались представленными лишь менее крупными видами, занимающими более скромные места в экосистемах. Освободившиеся экологические ниши заняли более высокоорганизованные группы: голосемянные и пресмыкающиеся.

Господство пустынных пространств и лагунных бассейнов, где происходило осаждение солей (так, в кунгурском веке ранней перми такой бассейн простирался от Каспия до Полярного Урала), не способствовало активному протеканию фотосинтеза;
В пермском периоде; резко сократилось количество кислорода в атмосфере - до от современного уровня.;Сокращение биопродуктивности^и, соответственно, интенсивности связывания углекислого газа, привело к росту его содержания в атмосфере и у силению парникового эффекта. За пермский период глобальная температура повысилась с +16° до +20°.

В конце перми произошло наибольшее за всю историю биосферы массовое вымирание (96% видов морских животных). Вымирание охватило, ряд групп кишечно­полостных, аммоноидей и других морских беспозвоночных. /Окончательно исчезли трилобиты. Сухопутная флора и фауна пострадали меньше. Предполагается, что причиной этого могло быть падение глобальной температуры на несколько градусов вследствие уменьшения прозрачности атмосферы при падении астероида или катастрофическом проявлении вулканизма. Предпосылки для массового вымирания могло создать и общее ухудшение условий жизни (снижение содержания кислорода, похолодание, аридизация). Но если для массового вымирания в конце мелового периода причина и механизм экологической катастрофы практически установлены, то для перми пока ■ неясно, почему вымирание затронуло главным образом морскую фауну. Это массовое вымирание привело к резкому изменению состава флоры и фауны и стало биостратиграфическим рубежом, разграничивающим палеозойскую и мезозойскую эры.

Природный процесс в мезо-, кайнозое

Мезозойская и кайнозойская эры выделены по биостратегическому критерию: их разделяет климатическая катастрофа и массовое вымирание на рубеже мел - палеоген. В геотектоническом же отношении мезозой и кайнозой образуют единый Альпийский цикл. Его содержание - существование и распад Пангеи; раскрытие современных Атлантического и Индийского океанов с последующим новым столкновением обломков Пангеи, приведшим к образованию Альпийско-Гималайского горного пояса и современных материков. События мезозоя - кайнозоя, в отличие от более древних, запечатлены не только в ископаемых остатках и горных породах, но и в современном рельефе, очертаниях материков и в целом изучены значительно лучше.

Триасовый период (235-185 млн. лет) начался с преобладания на всех материках Пангеи возвышенных пустынных равнин, чему способствовали достаточно высокая глобальная температура (+20-22°] и/низкое содержание кислорода (20-30°и современною количества).. Слабое развитие растительного покрова и относительная тектоническая стабилизация способствовали быстрому разрушению герцинских горных сооружений и выравниванию рельефа. Результатом было формирование мезозойского глобального пенеплена. Но примерно с середины триаса ситуация стала меняться. Мантийные потоки, поднявшие равнины Пангеи и приведшие к глобальной регрессии, взломали Пангею по ряду направлений. Уже в начале триаса произошел раскол, приведший к отделению Лавразии от Гондваны и раскрытию широтно-ориентированного океана Тетис. Раскол и рифтогенез сопровождался обширными лавовыми излияниями на Сибирской платформе (трапповый вулканизм) и Индостане, между которыми прошел раскол. В триасе также началось раскрытие Северной Атлантики по герцинскому шву. приведшее к отделению Северной Америки от Евразии. Расколы сопровождаюсь образованием глыбовых гор. таких как Аппалачи, горы Южной Сибири и Монголии. Распад Пангеи способствовал увлажнению климата внутриматериковых районов. Поэтому в позднем триасе влажные тропические ландшафты стали вытеснять пустынные.

В растительности суши преобладающими становились саговники и гингковые. _Жщотаый jvijip включал многочисленные группы пресмыкаюшихсд^К._сеЕеаине.-Триаса относится появление первых динозавров - группы, достигшей в мезозое расцвета и господства как на суше, так и в море. В конце триаса появились первые млекопитающие (мелкие мышеобразные). Морская фауна отличалась от пермской меньшим разнообразием. Получили значительное распространение костистые рыбы. В конце трйайа вновь имело место массовое вымирание, когда прекратили существование ряд родов папеозойской морской фауны, переживших позднепермскую катастрофу.

Юрский период (185-132 млн. лет). В юре получили развитие тенденции, начало которым было положено в триасе. Продолжался раскол Пангеи, расширение Северо- Атлантического океана и Тетиса; началось раскрытие Южно-Атлантического океана и отделение Южной Америки от Африки. В поздней юре раскололся и последний остаток Гондваны: произошло отделение от Африки Индостана. Австралии. Антарктиды и раскрытие Индийского океана. Континентальные литосферные плиты относительно легко подминали под себя океанические, и расколы протекали сравнительно спокойно.

Уменьшение размеров материков резко изменило климат в направлении более влажного, тогда как высокий температурный фон сохранился.' В ранней юре имело место сравнительно кратковременное, но довольно глубокое (с понижением глобальной температуры до +16°) похолодание. В дальнейшем на преобладающей части материков установился теплый влажный климат (средние температуры +24-+270
}, сходный с современным экваториальным. Лишь вблизи Северного полюса (микроконтиненты Аляска, Колымская платформа и другие) климат был умеренным со средними температурами +10 - +16 . Подобные климатические условия, не претерпевая существенных изменений, сохранялись до палеогена. На платформах происходили обширные трансгрессии.

В юре произошел резкий скачок видового разнообразия и биопродуктивности: господствующим типом ландшафта стали тропические и субтропические леса и саванны. На значительных территориях „происходило угленакопление и формирование каолинитовых кор выветривания, Возобновилось активное связывание углекислого газа и обогащение атмосферы кислородом. На протяжении юры содержание кислорода увеличилось с 30% до 130% от современного количества.

' Теплый влажный климат, без значительных зональных и секторных различий, создал благоприятные условия для развития сухопутной флоры и фауны. Наземная растительность включала разнообразные голосемянные, папоротники и более древние виды. Впервые в истории биосферы на суше появились гигантские животные - растительноядные динозавры, (диплодоки, бронтозавры и др.) и хищные динозавры (цератозавры, аллозавры). Появились летающие позвоночные - птерозавры и произошедшие от мелких динозавров птицы. В море получили распространение крупные рептилии, такие как ихтиозавры и плезиозавры, а также головоногие моллюски - аммоноидеи и белемноидеи.

Меловой период (132-66 млн. лет). В меловой период происходило дальнейшее разрастание океанических впадин Атлантического и Индийского океанов и сокращение площадей Тихого океана и океана Тетис (между бывшей Гондваной и Лавразией. на месте современного Альпийско-Гималайского пояса). Столкновение Сибирской платформы, входившей в состав Евразии, с системой микроконтинентов современной Северо-Восточной Азии (Колымская платформа и другие), привело к образованию складчато-глыбовых сооружений Верхояно-Колымской области и Чукотско- Катазиатского вулканического пояса. В конце мелового периода в северной части Тихого океана произошло столкновение Евразии и Северо-Американской плиты} началось формирование Северо-Американских Кордильер. В Южном полушарии продолжалось расхождение обломков Гондваны: в частности, к мелу относится окончательное разделение Австралии и Антарктиды. Новозеландский микроконтинент отделился от Австралии. Интенсивно сокращался океан Тетис.

На протяжении мелового периода сохранялось высокое содержание кислорода (в раннем мелу - в 1,5 раза больше современного, в позднем мелу произошло сокращение до 90% современного уровня) и углекислого газа (на порядок больше современного). Климатические условия то сравнению с юрским периодом существенно не изменились: глобальная средняя температура оставалась близкой к +20°: Это был наиболее богатый кислородом и один из наиболее теплых периодов за весь фанерозой. Теплый влажный ]отиматимел место на преобладающей части планеты, широтная зональность оставалась слабовыраженной. На платформах продолжались обширные трансгрессии.

В теплом влажном климате, при высоком содержании кислорода и углекислого газа, высокими темпами шла эволюция органического мира. На суше происходило распространение покрытосемянных растений,, в т.ч. магнолий, лавров, платанов, дубов, постепенно вытеснявших папоротники и примитивные голосемянные. Продолжался расцвет рептилий, в т.ч. гигантских растительноядных и хищных динозавров. Появились крупные летающие ящеры. В мелу увеличивалось видовое разнообразие млекопитающих и птиц, однако те и другие были представлены еще сравнительно немногочисленными мелкими формами. Экологические ниши, подходящие для крупных форм, были заняты пресмыкающимися.

Конец мела - время крупнейшей и наиболее изученной космической катастрофы, приведшей к массовому вымиранию морских и сухопутных видов. Это создало предпосылки для радикального изменения состава мезозойской флоры и фауны на кайнозойскую. По современным представлениям,; катастрофа была вызвана падением крупных космических тел .- астероидов или комет с диаметром порядка нескольких километров. Подходящие по возрасту ударные кратеры (астроблемы) диаметром порядка десятков километров расположены на полуострове Юкатан, вблизи Байдарацкой губы Карского моря, близ Ростова-на-Дону. По расчетам, взрывы при падении космических тел такого размера эквивалентны взрыву 108
Мт тротила. Это влечет за собой выброс аэрозоля в количестве порядка 103
т, что приводит к уменьшению освещенности поверхности Земли в 107
раз (аналог «ядерной зимы» со всеми последствиями, за исключением радиационного загрязнения). Наступает темнота продолжительностью до года, с понижением температуры в глобальном исчислении на 6-9°, в том числе во внутриконтинентальных районах до 20-40°. Такое падение температуры само по себе не могло не привести к массовой гибели животных и растений. Кроме того, термический контраст между остывшими материками и менее остывшими океанами обуславливал ураганы огромной силы. Динозавры как крупные пресмыкающиеся с несовершенной терморегуляцией не могли пережить такую катастрофу. О ее реальности свидетельствует повсеместное распространение на границе отложений мела и палеогена слоя глин, мощностью 2 см, обогащенных иридием и осмием и содержащих значительное количество оплавленных частиц. Мощность слоя 2 см, умноженная на площадь Земли, дает массу пыли в 2х1013
т.

ч
Вымирание на грани мела и палеогена коснулось и морских, и сухопутных видов. Прекратили""существование все виды крупных наземных пресмыкающихся: 3 из 4 семейств и 17 из 23 родов планктонных фораминифер: 30 из 38 родов и 39 из 50 видов костистых рыб: все роды и виды аммоноидей. белемноидей и др.и^щстрофа..была мгновенной в геологическом масштабе времени.: Лосле нее, в палеогене, поначалу не претерпели существенных изменений ни тектонический режим, ни газовый состав атмосферы, ни климат. _

Глобально распространенный теплый влажный климат начала палеогена способствовал быстрому восстановлению биопродуктивности за счет новых, более высокоорганизованных групп - покрытосемянных и млекопитающих, которые до этого «ждали своего часа» на протяжении большей части мезозоя. Те и другие были лучше приспособлены к перепадам температур и заняли освободившиеся в результате катастрофы экологические ниши.

Общие особенности кайнозойской эры. Накануне начала кайнозойской эры. в позднем мелу, происходило дальнейшее раздвижение континентов. При этом их смещение было направлено от низких широтк высоким, что создавало предпосылки для похолодания. Эти предпосылки были усугублены также замедлением темпов дегазации недр. Поэтому, несмотря на значительные масштабы горообразования и вулканизма в ходе столкновения южных и северных материков при завершении Альпийского геотектонического цикла, содержание углекислого газа в атмосфере на протяжении кайнозоя неравномерно, но в целом неуклонно снижалось. В целом оно снизилось на порядок: от 0,1-0,3% в мелу до 0,016 в позднем плейстоцене. Дальнейшее снижение содержания углекислого газа могло привести к полному оледенению земной поверхности и гибели всей биосферы

. Как показывают расчеты, из-за резкого возрастания альбедо переход Земли в такое состояние стал бы необратимым.

Вследствие глобального похолодания климата происходило снижение общей биопродуктивности биосферы за счет сокращения площади наиболее сложных и богатых формами жизни влажных экваториальных и тропических ландшафтов. Из-за общего похолодания климата с^иеньшалось йспарение с морских поверхностей и выпадение атмосферных осадков на континентах. Образование горных хребтов создавало препятствия для проникновения влажных воздушных масс во внутриконтинентальные районы. Все большее распространение получали аридные и семиаридные ландшафты, т.е. происходила ксерофитизация планеты. Наличие высокоорганизованных жизненных форм и суровые условия их существования усилили отбор и ускорили эволюцию. Вследствие раскола Пангеи органический мир материков в кайнозое развивался в значительной мере обособленно. При этом масштабы изменений как климатических условий, так и органического мира увеличивались от тропиков к полюсам.

Количество кислорода в раннем и среднем палеогене (палеоцене-эоцене) сократилось примерно до 80% современного. Начиная с позднего палеогена количество кислорода постепенно увеличивалось до современного уровня.

Палеогеновый период (66-25 млн. лет) был относительно спокойным периодом. В начале его геотектонические и климатические условия были аналогичны таковым в позднем мелу. На большей части Земли господствовал теплый влажный климат.. Значительное развитие имели морские трансгрессии. На большей части материковых платформ сохранялся выровненный рельеф глобального мезозойского пенеплена.

В начале раннего палеогена (в палеоцене) Гренландия отделилась от Северной Америкиj Значительно ^увеличилась ширина Атлантического океана^ и сократилась ширина Тихого океана. Продолжалось горообразование на Тихоокеанском побережье Северной и Южной Америки. Индостан, Аравия и Африка сблизились с Евразией, и в позднем палеогене (олигоцене) начался процесс столкновения Индостанской и

Евроазиатской литосферных плит, с закрытием океана Тетис. В то же время Антарктида сместилась к югу и попала в Южную полярную область, а Австралия сместилась к северу и приблизилась к Евроазиатской плите.

■ Понижение температуры в палеогене происходило неравномерно. В палеоцене она довольно резко понижалась до +14 - +16° (т.е. до значений, близких к современным): в эоцене температураушовь повысилась до +20 - +22^ Это была наиболее тепла* эпоха в кайнозое, когда вновь, как и в мезозое, не было четкой климатической зоналвйости. а тропические виды проникли даже в высокие широты. В олигоцене глобальная температура снизилась до +17°.

В олигоцене возник широкий пролив между Австралией и Антарктидой, в результате чего создалось круговое течение в Южном полушарии. Это овособило Антарктиду в климатическом отношении и способствовало ее дальнейшему охлаждению.

Расположение материков к концу палеогена уже в общих чертах соответствовало современному, но еще не было Альпийско-Гималайского горного пояса и. сохранились фрагменты океана Тетис на участке от Гибралтара до Средней Азии. Давление южных платформ на Евроазиатскую плиту способствовало ее поднятию, и на ней, начиная с эоцена-олигоцена, установился континентальный режим. «в

Развитие органического мира в палеогене характеризовалось быстрйм заеелением млекопитающими и птицами экологических ниш. освободившихся- после катастрофического вымирания в конце мезозоя. На протяжении палеоцена и эоцена из примитивных млекопитающих мезозоя сформировались все существующие в настоящее время отряды этого класса. Развитие фауны млекопитающих на материках - -осколках Гондваны шло разными путями. Обособленно развивалась фауна Австралии, где сумчатые млекопитающие заселили все подходящие для данного класса экологические ниши. В несколько меньшей степени изоляция сказалась на фауне Южной Америки, где в палеогене распространялись примитивные млекопитающие.

Неогеновый период (25-1,8 млн. лет) был, прежде всего, временем активного поднятия горных сооружений Альпийско-Гималайского пояса. Давление со стороны южных платформ сказалось и на состоянии Евроазиатской плиты, где оживились движения по древним разломам. Произошло возрождение горных сооружений Урала, Алтая, Саян, Казахского мейкосопочника, поднятие Сибирской платформы. Под давлением Африканской и Аравийской плит испытали • поднятие низкогорья и среднегорья , герцинской Европы; на Русской платформе образовался ряд валоюбразных возвышенностеиТНПриднепровская, Среднерусская, Приволжская. На Кдаказе, в Карпатах, Альпах проявлялся вулканизм. Боковое давление вызвало аткол от эпигерцинской Туранской плиты ряда микроплит по Талас-Ферганскому и Аму- Дарьинскому разломам. Поднятие горных сооружений Кавказа, Иранского нагорья. Тавра расчленило западный фрагмент бывшего океана Тетис на Средиземное, Черное и Каспийское моря. Эти процессы протекали неравномерно; связь остатков Тетиса с Мировым океаном то утрачивалась, то вновь восстанавливалась. В раннем неогене (миоцене) Тетис разделялся на Южный бассейн - Средиземное море и Северный бассейн, представлявший собой озеро-море от Среднедунайской низменности до Аральской - котловины. В конце миоцена осушилась большая часть Северного бассейна, а в Южном бассейне происходило перекрытие Гибралтара, падение уровня на несколько сотен метров и накопление на дне толщи солей (7-5 млн. лет назад). В дальнейшем Средиземное, Черное и Каспийское моря многократно соединялись с Мировым океаном и вновь отделялись от него.

В начале миоцена глобальная [температура кратковременно повышалась (до +18°); однако уже 'во второй половине миоцена похолодание возобновилось. В плиоцене продолжалось понижение глобальной температуры и увеличение температурных

контрастов. Уже в миоцене (по мнению некоторых авторов, даже в олигоцене) началось оледенение Антарктиды. В позднем неогене(плиоцене); появились горные ледники/ и в Северной полушарии (8-10 млн. лет), а затем 1И плавучие льды в Северном Ледовитом океане (4.5 -5 млн. лет).. Это влекло за собой дальнейшее увеличение атьбедо и также способствовало продолжению похолодания. Рост широтно ориентированного Адьпийско-Гималайского пояса гор отделил Северную Евразию от тропических воздушных масс. Это повлекло за собой значительное сокращение увлажнения и похолодание климата. На смену теплолюбивой тропического облика флоре и фауне пришла более схожая с современной степная, что получило название «великое остепенеиие» Азии. Одновременно в северной части Северной Евразии с ростом континемтальности и похолоданием климата происходило обеднение состава лесов за счет выпадения теплолюбивых видов. Это, в конечном итоге, привело к образованию таежной растительности с очень бедным видовым составом и низкой биопродуктивностью. Остатками миоценовых лесов умеренного пояса с богатым видовым составом в какой-то мере являются леса юга Дальнего Востока.

В плиоцене границы природных зон;
уже были близки к современным^ но климатические условия и состав растительности в пределах зон еще существенно отличались от современных. Климат был значительно более мягким, и во флоре были представлены теплолюбивые виды.

В неогене произошло значительное изменение состава животного мира. В Евразии I появились и получили значительное распространение представители таких групп, как "антилопе!, олени, быки, кабаны, барсуки, медведи, гиены, человекообразные обезьяны.

Ни протяжении плиоцена в умеренных и высоких широтах происходило дальнейшее похолодание. В самом конце плиоцена имела место глобальная регрессия и поднятие материковых платформ, когда был осушен практически весь современный шельф, и сформировалась глубоко врезанная долинная сеть. Глобальная регрессия вызвала почти полную изоляцию Арктического бассейна и его дальнейшее выхолаживание.

Четвертичный период (1,8 млн, лет назад - ныне) оказал наибольшее влияние на современное состояние географической оболочки.

Общие вопросы развития природы в четвертичном периоде. Становление основнык черт современной природы происходило на протяжении многих миллионов лет. т. е. началась задолго до четвертичного периода. Природный процесс в четвертичном периоде включал (по К.К. Маркову) две основные тенденции: однонаправленное развитие; (похолодание) и ритмические изменения природной среды. Четвертичный период был исключительно богат резкими и быстро происходившими изменениями состояния природной среды. Важнейшие события были связаны с чередованием ледникожых и межледниковых эпох, что вызывало обширные трансгрессии и регрессии Мирового океана, чередование влажных и сухих эпох в аридных регионах. В результате в четвертичное время произошло значительное усложнение географической оболочки: образовались новые природные зоны, более резко выраженный характер приобрели зональность и провинциальные различия. Суровые и изменчивые природные условия четвертичного времени способствовали дальнейшему ускорению темпов биологической эволюции и антропогенеза.

Четвертичный период отличается от предшествующих значительно меньшей продолжительностью. Его разделение строится на иных принципах, нежели деление предшествующих периодов. Выделяются три раздела: эоплейстоцен (доледниковье). плейстоцен (чередование ледниковых и межледниковых эпох). голоцен (послелезниковье). Эоплейстоцен во многих работах рассматривав гея в составе плиоцен», как его апшеронский век. Плейстоцен по ритмике климатических изменений и составу сухопутной фауны подразделяется на ранний, средний и поздний. Голоцен делится на подразделения (времена) продолжительностью всего несколько тысяч лет. не имеющие аналогов в других периодах.

Подразделения четвертичного периода.

Эоплейстоцен (1,8-0,75 млн. лет). События этого времени (как и предшествовавшего плиоцена) создали предпосылки для 1развития в раннем, среднем и .позднем плейстоцене обширных материковых оледенений. Дифференцированные тектонические движения (поднятие суши и опускание дна океанов) привели к регрессии, осушению части шельфа. Ряд горных сооружений, и прежде всего Альпийско- Гималайский пояс, увеличили высоту на сотни метров. Это привело к усилению изоляции Северной Евразии от отепляющего влияния морей бассейна Индийского океана и к развитию горно-долинного оледенения на Кавказе и в горах Средней Азии.

Регрессия Мирового океана привела к осушению Арктического шельфа (установлены подводные продолжения долин всех рек протяженностью до тысяч километров, например Обь и Енисей впадали в Полярный бассейн между мысами Желания и Арктическим, в желоб Воронина); не было Северного моря, Еерингова пролива. Полярный бассейн сохранялся лишь в околополюсном пространстве и был связан только с Атлантическим океаном через узкий пролив между Гренландией и островами Шпицберген. Такие изменения конфигурации суши и моря повлекли за собой значительную перестройку океанической циркуляции: Североатлантическое течение стало поворачивать на север, не достигая берегов Европы; в Полярном бассейне сформировалась замкнутая циркуляция.

Последствиями этого стали похолодание и усиление континентальности климата Евразии, появление ледовитости в Полярном бассейне. Лед, как известно, обладает высоким альбедо и еще более сокращает поглощение солнечной радиации. Кроме того, устойчивые антициклональные условия над ледовыми поверхностями сгановятся дополнительным фактором выхолаживания. Над увеличившейся в размерах вследствие регрессии сушей усилился Сибирский антициклон. Сильное зимнее выхолаживание и малое количество осадков в Арктике и Субарктике привело к образованию многолетней мерзлоты (уже в позднем плиоцене и эоплейстоцене).

Это создало суровые условия для флоры и фауны и ,повлекло за собой адаптацию - формирование таких приспособлений, как карликовые формы растений, цветение и плодоношение в течение очень короткого северного лета, плодоношение раз в два года, приспособление к физиологической сухости. Появились животные, способные жить в условиях сурового климата и добывать пищу из-под снега - мамонт, шерстистый носорог, северный олень. Возникновение арктической флоры и фауны шло эволюционным путем и требовало времени значительно большего, чем продолжительность плейстоцена. Этот процесс шел в Арктике и Субарктике в эоплейстоцене и частично в позднем плиоцене. Виды, приспособленные к -суровому климату, застали плейстоценовые оледенения уже сформировавшимися и: широко расселялись при благоприятных условиях. Высказываются предположения, что уже в эоплейстоцене имели место фазы покровного оледенения в Скандинавии.

Похолодание Арктики усилило температурные контрасты и активизировато циклоническую деятельность, что способствовало распространению влияния Атлантики на материк Евразии и смягчению климата умеренного пояса. Поэтому в умеренных широтах изменения в эоплейстоцене были менее заметными. Климат начала эоплейстоцена был относительно благоприятным, мягким. В Центральных районах Европейской части страны, Среднем Поволжье и Предуралье условия был« таковы: , мягкая зима (температура примерно 0-4°); нежаркое лето (+18 - +20°), значительное

количество осадков (600-800 мм). В ландшафтах (преобладали хвойные и смешанные леса с участием отдельных теплолюбивых видов (дуба, граба, грецкого ореха).

В среднем и позднем эоплейстоцене (апшероне) колебания климата происходили 'на фоне тенденции к похолоданию и аридизации, что привело к развитию в Поволжье и Прикамье лесостепных, а южнее - степных и полупустынных ландшафтов.

Ранний плейстоцен (750-460 тыс. лет) наиболее изучен в бассейне Дона, в Белоруссии и Прибалтике, где в составе его выделяется по два надгоризонта: Вильнюсский (в бассейне Дона - Южноворонежский) и Белорусский (в бассейне Дона - Мичуринский). Каждый из этих надгоризонтов включает по [т^и горизонта.'* Нижний надгоризонт считается доледниковым; верхний включает два ледниковых - донской и окский, разделяемые межледниковым мучкапским (беловежским) горизонтом. В раннем плейстсшене достоверно установлены морены двух оледенений. Сохранились они только в понижениях рельефа, так называемых «сещах» - рвах ледникового выпахивания, образовавшихся при наступлении ледника на участках речных долин, направления которыж совпадали с направлением движения ледника. Раннечетвертичные морены бассейна Дона характеризуются господством среди обломочного материала новоземельных пород; западнее, в Белоруссии и Прибалтике, преобладает фенносиандинавский материал. ^Донское оледенение считается максимальным, но границы его твердо установлены только в пределах Донского языка, j К западу от Донского языка его граница теряется под Днепровским языком, максимальным для Украины. В восточной части Русской равнины граница максимального оледенения недавно пересмотрена и ныне проводится западнее и севернее, чем это считалось ранее: через устье р. Керженец - верховья р. Ветлуги - возвышенность Северные Увалы. При этом пока не установлено, какое оледенение здесь было максимальным.

В бассейне Дона были обнаружены следы еще одного, древнейшего («додонского») ^оледенения в виде галек и валунов скандинавских пород в аллювии, подстилающем донскую морену. Но сама морена этого оледенения не установлена. Межледаиковья раннего плейстоцена изучены слабо. Данные о климато-ландшафтных условиях часто противоречивы, что отражает значительный диапазон изменений от весьма суровых условий, близких к перигляциальным во время межстадиалов, до умеренных, близких к климату эоплейстоцена: с'нежарким летом, мягкой зимой, значительным количеством осадков, Во время наиболее теплых периодов (климатических оптимумов) раннего плейстоцена в Среднем Поволжье и Прикамье растительность была .представлена широкошственно-смешанными лесами с участием бука и граба. Перигляциалыше флоры раннего плейстоцена, так же как среднего и позднегв, носили тундролесостепной характер: травянистые и полынно-маревые группировки с фрагментами древесной растительности на склонах южных экспозиций. Особенность раннеплейстоценовых флор - присутствие наряду с хвойными (сосной и елью) и липы.

Средний плейстоцен (460-120 тыс. лет) начался продолжительным теплым ^J ' лихвинеяим меж.чедниковьем (460-310 тыс. лет). По спорово-пыльцевым и другим данным, в составе лихвинского межледниковья выделяется два климатических оптимума и разделяющая их более прохладная фаза. Наиболее теплым был ранний оптимум, В центральных районах европейской части суши среднегодовые! температуры достигали + 12,5°; сумма осадков 1100 мм; произрастали грабово-буково-дубовые леса.:
На юге Русской равнины в это время был субтропический климат средиземноморского типа. На севере Русской равнины произрастали широколиственные и смешанные леса, вплоть до морскою побережья. Но побережье моря располагалось на широте низовьев Сухоны и Вычегды, т. е. почти весь север европейской части России был затоплен. Трансгрессии в

но нрсмя достигали значительного развития на всех морях вследствие таяния ледников ( жствтические колебания).

Похолодание между климатическими оптимумами было значительным. В центральных районах Русской равнины широколиственные леса с обилием теплолюбивых видов сменялись таежными, временами даже редкостойными.

Поздний оптимум был несколько прохладнее раннего, но все же и в это время климат был более теплым и влажным, чем ныне. В центральных районах Русской равнины господствовали смешанные лиственно-еловые леса. В Поволжье и Прикамье выделяется только один оптимум, соответствующий, вероятно, раннему из овтимумов лихвинского межледниковья. Условия в это время были близки к существошавшим в центральных районах: господствовали широколиственные леса с участием дуба, граба, падуба. В разрезах большей части Русской равнины лихвинское время фижсируется мощными (до 3 м) почвами с выраженной широтной зональностью типов почв.

Днепровское оледенение (310-240 тыс. лет) долгое время считалось максимальным; в настоящее же время оно признается таковым лишь для Днепровского языка. Днепровская морена на Русской равнине сильно размыта; краевые образования в рельефе практически не выражены.1
В составе крупнообломочного материала (как и в более молодых моренах) господствует фенноскандинавский материал, что указывает на преобладающую роль западного центра оледенения. Климат днепровского ледниковья изучен слабо; принятого подразделения на фазы нет. По имеющимся представлениям история климата днепровского ледниковья проста. Оно включает'умеренно халодное и влажное раннеледниковье (криогигротическая фаза) и очень холодное сухое позднеледниковье (криоксеротическая фаза). В Поволжье и Прикамье существовали перигляциальные тундростепи.

Шкловское межледниковье, или одинцовское по старой терминологии. (240-200 тыс. лет назад) было относительно коротким и прохладным. О ранге и структуре этого межледниковья давно ведутся дискуссии. Ряд исследователей не выделяют его, считая межстадиалом единого среднерусского ледниковья, состоящего из днепровской и московской фаз. Внутри шкловского межледниковья выделяются два, а в последних работах три оптимума (глазовский и рославльский; третий, наиболее молодо®, пока не получил названия). Наиболее теплым был ранний, глазовский, оптимум; в этю время в центральных районах Русской равнины произрастали хвойно-широколиственные леса с небольшим участием граба (т. е. климат был несколько теплее современного); два других оптимума характеризовались условиями не теплее современных. Во время похолоданий между .оптимумами в центральных районах европейской части суши получили распространение северотаежные леса. Таким образом, это межледниковье отличалось неустойчивым климатом.

Московское (сожское) оледенение (200-120 тыс. лет назад) по масштабам уступало предыдущим, но превосходило последующие. Его граница проходила через широтное течение реки Припять - Подмосковье - верховья Вычегды. В Белоруссии и Подмосковье сохранились хорошо выраженные краевые образования - конечноморенные гряды (Волковысская, Новогрудская, Минская, Оршанская, Смоленская, Московская, Клинско- Дмитровская возвышенности и другие), зандровые равнины (Полесская, Березинская. Нерльско-Клязьминская, Мещерская низменности). Благодаря хорошей сохранности этих образований детально изучена динамика образования и таяния ледника. (_Л£ЩЩК выдвигался на юг по доледниковым речным долинам и другим понижениям рельефа, образуя лопасти и языки, по периферии которых сформировались дуги масыпных конечных морен и зандровые равнины. Перед доледниковыми возвышенностями ледник останавливался и формировал напорные морены. Конечные морены образуют до пяти параллельных гряд, отвечающих фазам отступания ледника. Это означает, что процесс таяния ас был непрерывным и чередовался с кратковременными периодами его роста. Что же касается самого оледенения, то оно подразделяется на две стад и ц. разделенные мсжсталиалом, во время которого размеры ледника существенно сокращались. Московская морена по составу похожа на днепровскую (то же преобладание в составе валунного материала пород Балтийского щита), вследствие чего в разрезе они не всегда расчленшются.

Во внеледниковой зоне европейской части суши в это время существовали суровые перигляцнальные условия с резко континентальным климатом. По данным палеоботанической реконструкции, центр современной концентрации видов, распространенных тогда в центральных районах Русской равнины, - Горный Алтай.

« Поздний плейстоцен (120-10 тыс. лет) изучен значительно лучше, чем ранний и

средний плейстоцен; особенно это относится к последним 50 тысячам лет. благодаря успешнаму применению радиоуглеродных датировок. Поэтому в верхнем плейстоцене уже давно не оспаривается последовательность событий и количество оледенений. Дискуссии ведутся лишь вокруг ранга средневалдайского межледниковья, о преимуществах тех или иных стратотипических разрезов (и. соответственно, о названиях ледниковий и межледниковий).

Начался поздний плейстоцен теплым и продолжительным микулинским межледкиковьем (120 70 тыс. лет назад). Климатические условия изменялись плавно, с постепеяным переходом от ледниковья к оптимуму и обратно. Во время оптимума (80-85 тыс. лет назад) в центральных районах Русской равнины росли широколиственные леса с участием граба. Зональность растительного покрова Русской равнины была близка к современной, но как бы несколько сдвинута к северу. Отсутствовала зона тундры, но север был залит морскими водами бореальной трансгрессии. Белое море сообщалось с Балтийским через широкий пролив, по долинам Северной Двины, Онеги, Печоры в сушу глубоко вдавались заливы. Но по размаху трансгрессия уступала лихвинской (как и степень потепления климата). В Вятско-Камском регионе произрастали смешанные леса с участием граба, дуба и липы; к югу и к западу они сменялись широколиственными. На большей части Русской равнины микулинское межледниковье фиксируется в разрезах мощными, хорошо выраженными погребенными почвами.

Интервал времени от 70 до 10 тысяч лет характеризуется господством холодных, ледниковых условий^ Это время объединяется понятием «валдайская ледниковая эпоха». Она очень хорошо изучена и подразделяется на ряд этапов. При этом дискуссии ведутся о ранге средневалдайского (оно же молого-шекснинское, ленинградское, мончаловское) межледниковья и соответственно о самостоятельности калининского (олонецкого) и осташксшского оледенений. Преобладает все же точка зрения об их самостоятельности.

Калининское (ранневалдайское или олонецкое) оледенение (70-50 тыс. лет) было весьма своеобразным. Большая его часть приходилась на так называемый «безледный валдай» (70-57 тыс. лет), когда в Центральной и Северной частях Русской равнины существовали перигляцнальные условия, но не было оледенения (за исключением, возможно, Фенноскандии). Период «безледного валдая» включает две фазы похолодания с перипвщиальным климатом и две - потепления, когда климат позволял расти в Центре Русской равнины еловым лесам. Оледенение наступило примерно 57 тысяч лет назад. Калининское оледенение изучено очень детально и подразделяется на шесть фаз. Каждая фаза имеет свое название и границы, детально изученные по краевым образованиям. Максимальной была самая ранняя, Угличско-Даниловская фаза. Последующие фазы отражают периоды временного увеличения ледника, проявлявшиеся на фоне общей тенденции к сокращению.

Ленинградское (молого-шекснинское, мончапоеское, среднееалдайское)

ис.м 'и'дкиковье (50-24 тыс. лет назад) было весьма холодным; некоторые исследователи считают его межстадиалом внутри валдайской ледниковой эпохи. Ленинградское межледниковье включает три климатических оптимума, во время которых в ценгральНых районах Русской равнины росли елово-березовые леса и редколесья северотаежного типа, ltd время разделявших оптимумы фаз похолодания они сменялись лесотундрой и широй. В разрезах ленинградское межледниковье фиксируется погребенное почвой подзолистого или тундрово-глеевого типа, обычно сравнительно плохо выраженной, и разбитой криогенными деформациями.

Осташковское оледенение J2A - 10 тыс. лет назад) также подразделяется на фазы (до пяти), каждая из которых фиксируется краевыми образованиями и детально изучена. Особенно известна последняя фаза - Сальпауселькя; ее краевая морена образует одноименную возвышенность в Финляндии. Фазы разделялись межстадиалами. во время которых ледник значительно сокращался, и в центральных районах Русской равнины псригляциальные тундростепи сменялись лесотундрами, а временами даже березово- сосновыми северо-таежными редколесьями.

Во внеледниковой зоне калининское и осташковское (особенно остамковское) ледниковья характеризовались исключительно суровыми перигляциальными условиями. Господствовали тундростепи и тундролесостепи с участием карликовой березы. Современным аналогом условий этого времени для центральных районов Русской равнины, по палеоботаническим данным, считается Северо-Восток Якутии.

,/]ол^ен (последние 10 тыс. лет). К голоцену относится время после окончания Ч Г последнего оледенения. Продолжительность голоцена разные авторы оцениваклг в 10-12 тысяч лет. "Некоторые авторы относят к голоцену и интервал до 12,8 тыс. jet назад, включая в него периоды потепления беллинг и аллеред, когда сокращался в размерах поздневалдайский ледник, к тому времени отступивший в Скандинавию, и существовавшее на месте Балтийского моря приледниковое озеро получила связь с Мировым океаном и осолонялось. Но большинство исследователей рассматривает эти события как межстадиалы осташковского оледенения, и наиболее общепринятой считается нижняя граница голоцена на временной отметке 10300 лет назад.

Вопрос о подразделении голоцена окончательного решения не получил. Ясно, что в таком малом по продолжительности подразделении четвертичного периода ие может быть выделено подразделений в ранге звена и даже ступени (горизонта). Однако, как показали палеоклиматические исследования (главным образом по палеоботаническим материалам), голоцен был богат значительными изменениями в природе. Хотя вопрос о ранге подразделений голоцена не решен, фактически они выделяются по палеоклиматическому признаку. В_ьцеляются древний, ранний, средний и поздний голоцен; они, в свою очередь, подразделяются на «времена». Некоторые авторы объединяют вместе древний и ранний голоцен.

Древний голоцен (10,3-8,9 тыс. лет назад) включает субарктическое и пребореальное время. В субарктическое время (10,3 9,6 тыс. лет назад) климат был еще весьма холодным, континентальным, сухим. В ландшафтах средней полосы Русской равнины преобладало редколесье из карликовой березы.

В^пребореальное время (9,6 8,9 тысяч лет назад) климат оставался сухим, но постепенно теплел. Все большее распространение получали лесные ландшафты. Отличительной особенностью древнего голоцена Среднего Поволжья и Нижнего Прикамья было значительное распространение унаследованных от периглявиальных тундростепей травянистых ассоциаций с участием ксерофитов (эфедра и другие|. Лесные ассоциации были представлены еловыми рощицами на южных склонах. Вследствие сухости климата уровень озер и рек был ниже современного.

Ранний голоцен (8,9-8,0 тыс. лет назад) включает бореальное время. В Среднем Поволжье и Нижнем Прикамье в бореальное время-резко возросла лесистость^ причем в составе лесов увеличилась роль сосны, березы и широколиственных,; вытеснявших ель и травянистые ассоциации. Сосновые боры получили распространение не только на песках, но и на пермских известняках и мергелях. Климат^ постепенно менялся в направлении более теплого и влажного.

Средний голоцен (8,0-2,5 тыс. лет) включает атлантическое и суббореальное время. Атлантическое время (8-4,5 тысяч лет назад) характеризуется уменьшением континэлальности климата. На это время приходится климатический оптимум голоцена (7-5 тысяч лет назад). Климат в это время был значительно более теплым и влажным, чем ныне. Н Среднем Поволжье и на Нижней Каме господствующим ландшафтом стали широкозиственные леса. Средние температуры июля в это время превышали современные на 3-4°. Особенно велики были масштабы потепления на севере Русской равнины. Зона тундры в это время сохранилась только на арктических островах и на отдельных, разрозненных участках Сибирского побережья. В тундровых болотах от этого времени сохранились огромные пни. На Среднерусской возвышенности в это время имела место фаза катастрофической эрозии. Климатический оптимум голоцена так или иначе проявился на всей Земле. Уровень моря в это время на 1-2 м превышал современный, что свидетельствует о сокращении размеров ледников.

Суббореальное время (4,5-2,5 тыс. лет назад) характеризовалось несколько более континатальным и , прохладным климатом, чем ныне. В лесах сократилось распространение широколиственных видов, возросло участие ели. Понизился уровень рек и озер. Сократилась лесная зона на севере Русской равнины. Увеличились в размерах ледники, что дало повод назвать это время малой ледниковой эпохой.

Поздний голоцен (2,5 тыс. лет назад) включает субатлантическое время. От суббореального оно отличается меньшей континентальностью климата, количество осадков возросло; в отношении динамики температур ясности меньше. В лесах Прикамья и Среднего Поволжья выросло участие широколиственных и ели за счет сосны.

« Палеогеография ледниковых эпох плейстоцена. Изменения природы в четвертичном периоде проявились по всей Земле, т. е. были глобальными, но неодинаковыми в разных поясах. К.К. Марков выделяет в связи с этим: 1) гляциально-перигляциальный пояс, включающий районы наземного и подземного оледенения; 2) плювиальный пояс, включающий аридные и семиаридные зоны, где происходило чередование эпох увлажнения (плювиалов) и иссушения климата (межплювиалов); 3) тропико-экваториальное пространство, где изменения природных условии были минимальны; 4) южное внетропическое пространство.

Гляциально-перигляциальный пояс. Сектора Северного полушария были неоднородными по степени рапространения и мощности ледниковых покровов. На Евроазиатском материке формировались Европейский ледниковый щит и Урало- Сибирсжие ледниковые покровы; в Северной Америке - Северо-Американский ', ледниковый щит.

Европейский ледниковый щит в максимальных границах распространения ' занимал площадь 5764 тыс. км2
. Мощность ледникового щита,достигала 4000 м.и более, а высота поверхности - 3500 м»,т. е. под давлением льда поверхность материка испытывала погружение на 500-700 м. Центрами оледенения были Фенноскандия и острова Новой Земли. Льды Европейского щита распространялись на шельф Баренцева. Норвежского. Белого и Карского морей. Южная граница оледенения при максимальном развитии доходила до широты 48 .

Исследования последних десятилетий показали, что- для Русской платформы максимальное оледенение приходится не на средний плейстоцен, как это считаюсь до недавнего времени, а на ранний плейстоцен (донской горизонт). Днепровское оледенение было максимальным для Украины. Днепровский и Донской ледниковые языкш имеют разный возраст.

От ранних ледниковых эпох к более поздним суровость климата нарастала, а площадь оледенений уменьшалась. Пики понижения глобальных температур, приходившиеся на ледниковья, накладывались на общую глобальную тенденцию к похолоданию, характерную для позднего кайнозоя. Для развития же оледенения гаебуются не только-.суровые климатические условия, но и атмосферные осадки., I Тарастание суровости вызвало рост морского оледенения и, следовательно, сокращение атмосферных осадков. Поэтому если в раннечетвертичные ледниковые эпохи шачительную роль сыграли восточные центры оледенения - Новая Земля, Полярный Урал - и оледенение значительно распространилось на востоке Русской равнины (Донской язык), то позднее, в среднем плейстоцене, при нарастающем похолодании и увеличении площади морских льдов проникновение на восток влажных воздушных масс уменьшилось. Соответственно сократилось оледенение восточных районов, и hi первый план выступил западный центр оледенения - Фенноскандия. В позднем плейстоцене, при еще большей суровости климата, сократилось и оледенение, связанное с западным центром.

V0 Урало-Сибирские ледниковые покровы были меньше Европейского щита.

Площадь их, по разным оценкам, от 4300 тыс. км2
до 2700 тыс. км2
, причем пюследней цифре ныне отдается предпочтение. Южная граница максимального оледенения проходила на тысячу километров севернее, чем в Европе. Центрами оледенения были Полярный Урал, Новая Земля, плато Путорана, горы Бырранга. ;На Северо-Востоке России вследствие сухости климата оледенение захватило только горы и предгорья.

' JР Yc ^ Северной Америке оледенение было наиболее мощным. Общая площадь ледников достигала 17,8 млн. км2
; их южная граница доходила до 38е
с.ш.,. т. е. до современного субтропического пояса. Северо-Американский ледниковый покров состоял из грех сросшихся щитов: Лаврентийского, Кордильерского и Гренландского, со своими отдельными центрами оледенения. Ледник захватывал шельф Гудзонова залива и Канадского Арктического архипелага. Широкому распространению материковых оледенений на шельфе способствовало эвстатическое понижение уровня океана на 100 м за счет консервации огромных масс воды в ледниках.

В результате этого Берингов пролив осушался и Аляска смыкалась с Чукоткой через так называемую Берингийскую сушу. При этом, вследствие сухости климата в высоких широтах, большая часть Аляски и Чукотки были свободны от оледенеть. Через сухопутный мост происходила миграция фауны и древнего человека. Дазьнейшее заселение Америки шло через уникальный Северо-Американский безледный коридор: Кордильерский и Лаврентийский щиты смыкались сравнительно ненадолго - при максимальном развитии оледенения; в остальное время между ними существовало свободное от льда пространство. Таким образом, через Берингийский сухопутный мост и Северо-Американский безледный коридор человек проник в Америку, где. как известно, j . не было человекообразных обезьян.

J Особенности климата ледниковых эпох. На протяжении каждой ледниковой

эпохи выделяется раннеледниковое время с прохладным и влажным климатом, благоприятствующим росту ледников; среднеледниковое время стабильного положения ледников с очень холодным и сухим климатом; позднеледниковое время с посгепенным потеплением климата, приводящим к таянию ледников.

Оледенение развивалось как самовозбуждающийся процесс; механизм возникновения его изучен на примере начала калининского времени. Для первоначального оледенения Скандинавских гор было достаточно понижения температуры по сравнению с современным всего на 2°. При этом 'снеговая граница опускалась до 1200 м и достигала уровня максимального выпадения осадков. [За счет большего количества осадков в виде снега происходило дальнейшее снижение снеговой границы до 700 м: при этом возникло горное оледенение в радиусе порядка .5" широты. Существювание такого ледника вызвало дополнительный охлаждающий эффект около 31
за счет высокого атьбедо и г осподства над ледником антициклональных условий. Однако понижение температур на 5 было недостаточным для распространения ледника на равнины Балтийского щита. Причиной дальнейшего похолодания считают увеличение деловитости Северного Ледовитого океана и снижение температуры воды в Северной Атлантике.

Интенсивный рост ледника стимулировался не столько значительным похолоданием, сколько обилием твердых осадков. По мере роста ледннка количество осадков сокращаюсь в связи с господством антицйклоначьных условий и сокращением испарения с поверхности морей из-за снижения температур и развития морского оледенения. Поэтому дальнейший рост ледника проходил за счет снижения летних температур и, следовательно, сокращения абляции. Образование ледниковых щитов требовало длительного времени. По B.C. Калеснику, скорость продвижения ледника оценивается примерно в 100 м/год, т. е. 1000 км ледник проходил за 10 тысяч лет. Чем больше увеличивался ледник и чем больше усиливалось похолодание, тем меньше выпадала твердых осадков. Это было одной из причин того, что рост ледников имел предел. Вторая причина заключалась в том, что чем в более низкие широты выходил ледник, тем больше солнечной радиации получала его поверхность и, следовательно, тем интенсивнее шла абляция. Наступление ледника, его стабильное положение или деградация определялись балансом поступления льда из области питания и расхода льда вследствие абляции.

Наиболее суровый климат в среднеледниковое время определялся охлаждающим эффектом обширной, высоко поднятой снежно-ледяной поверхности ледниковых щитов на атмосферную циркуляцию и радиационный режим. Температурные характеристики для ценгральной части ледникового щита валдайской эпохи следующие: средняя температура самого холодного месяца -46°; самого теплого -18°; годовая -32^ Около края ледяика средние температуры летом достигали +2°, что определяло его абляцию.

В позднеледниковое время общее потепление климата Земли и постепенное нагревание вод океанов вело к ослаблению и разрушению антициклона над ледником. Морские воздушные массы были более холодными, чем ныне, но и значительно менее влажными. Баланс льда изменялся на отрицательный, и ледник деградировал. На протяжении позднеледникового времени климат оставался сухим и в то же время постепетвю менялся в сторону потепления.

/у Природные условия перигляциальных зон во время оледенений напоминали современные тундровые, но и существенно отличались рт них. Эти отличия связаны, главным образом, с тем, что в плейстоцене перигляциальные зоны располагатись значительно южнее современных тундр и получали большую солнечную радиацию. В отношении климата перигляциальных зон существуют две точки зрения. По первой (распространенной среди геологов); холодный климат перигляциальных зон определялся непосредственным охлаждающим влиянием ледника,, а потому к перигляциальной зоне правомерно относить лишь узкую полосу вдоль края ледника шириной около 100 км. По другой точке зрения (более распространена среди географов) полоса перигляциальной зоны определялась не охлаждающим влиянием льда, а общим планетарным похолоданием. Сами ледники были тоже следствием похолодания. Похолодание-вызвало перестройку системы циркуляции атмосферы и смешение климатических зон. ( ^ответственно,; ширину перигляциальной зоны следует определять не механически, а исходя из конкретных палеогеографических условий.. Наконец, некорректна сама постановка вопроса о том, являются ли оледенения только следствием или только причиной изменения климата. Как было показано выше, обшие тенденции образования или таяния ледниковых покровов определяются изменениями глобального климата, но. однажды возникнув, ледник сам становится климатообразуюшим фактором (как и любой фугой тип подстилающей поверхности).

Факты говорят о том, что во время ледниковий ширина зоны многолетней мерзлоты доходила до сотен и тысяч километров (до низовьев Волги, Днепра, и Дона, озера Балхаш). В этой зоне активно проявлялись морозное выветривание, криогенные нарушения в горных породах,=солифлюкция, эоловые процессы и так далее.

j Зональность и характер ландшафтов в ледниковые эпохи; отличались от современных. Климат перигляциальной зоны был, несмотря на большую солнечную радиацию, суровее, суше и континентальнее, чем в современной тундре. В отличие от нее перигляциальная зона сменялась на юге не лесом, а лесостепью и степью. Лесная зона в ледниковые эпохи деградировала и выпадала из зональности. Лаидшафты перигляциальной зоны характеризовались смешением черт, свойственных тундре, лесостепи и степи. В них сочетались растения моховых и лишайниковых тундр, озер и болот, травянистых и ковыльных степей, солончаков. На южных склонах нередко сохранялась древесная растительность, в т.ч. даже лиственные виды. Современные ландшафты - аналоги перигляциальных тундростепей и тундролесостепей ледниковых эпох плейстоцена неизвестны.

Перигляциальную зону нельзя считать однородной ни во времени, ни в пространстве. На территории Западной Европы для эпохи позднеплейстоценовых оледенений выделяют следующие зоны: морозно-солифлюкционную тундру, лессовую тундру, лесотундру, лессовую степь и лессовую лесостепь.

Во временном аспекте изменения условий в перигляциальной зоне отражают климатическую ритмику ледниковых эпох. В холодном и влажном климате раннеледниковых эпох развивалась солифлкжция; в холодном и сухом климате средне- и позднеледниковых эпох - эоловые процессы, свидетельством чего являются широко распространенные в умеренном поясе материковые дюны, а также лессы и лессовидные породы.

На основании палеоботанических данных в цикле ледниковье - межледниковье выделяют четыре стадии, из которых две относятся к ледниковью и две другие - к межледниковью. Максимумы и минимумы тепла и влаги не совпадают во времени1
а как бы запаздывают по вполне очевидной причине изменения испарения с морских пространств в зависимости от температурных условий.

Фактически последовательность событий была значительно сложнее, так как, скажем, потепление после максимума оледенения могло смениться новым похоаоданием (последовательность: стадия - межстадиал - стадия); похолодание после оптимума межледниковья - новым потеплением (т. е. следующим оптимумом). Так, внутри наиболее детально изученных позднечетвертичных оледенений выделяется по пять- шесть стадий (фаз), разделяемых межстадиалами, когда ледники существенно сокращались в размерах, климат менялся на более теплый; иногда, во время наиболее- теплых межстадиалов, формировались почвы, впоследствии переходившие в погребенное состояние. Отсюда очевидны трудности в разграничении стадий и самостоятельных оледенений, межледниковий и межстадиалов, тем более для разных регионов.

^Реша
ющий критерий разграничения межледниковий и межстадиалов - характер циркуляции атмосферы: в межледниковье - преобладание западного переноса и циклонжльного режима; в ледниковье (включая и межстадиалы) - преобладание меридиональной циркуляции и антициклонального режима. Но этот признак устанавливается только как обобщающий на основе очень детального изучения многочясленных разрезов на большой площади и к тому же не исключает региональных различий: то. что для средней полосы может восприниматься как межледниковье. на Кольским полуострове может быть лишь межстадиаюм.

ПоОземное оледенение. Область подземного оледенения (или многолетней мерзлоты) ныне занимает около 20 млн. км2
(без области наземного оледенения Антарктиды и Гренландии), в том числе в России - до 11 млн. км2
(примерно 65% территории). В плейстоцене, во время оледенений, многолетняя мерзлота распространилась значительно шире - до озера Балхаш. Северного Приаралья. низовьев Волги, Дона, Днепра. ^Максимальное распространение подземного оледенения соответствует периоду наиболее суровых климатических условий - калининскому и ''особенно осташковскому оледенениям. Следует отметить, что в западном секторе Евразии с окончанием последнего оледенения граница многолетней мерзлоты отступила к северу на 2-2,5 тысячи км, тогда как в восточном секторе она почти не изменила своего положения. Во время оледенения южная граница зоны многолетней мерзлоты занимала субширвтное положение и смыкалась с границей морского оледенения. Таким образом, к северу от 48-52° с.ш. в плейстоцене существовала обусловленная глобальными климатическими параметрами зона оледенения: наземного, подземного и морского. При этом няземное оледенение возникло лишь там, где выпадало достаточно твердых осадков. Южная граница оледенения всех видов занимала субширотное положение и была обусловлена глобальным радиационным балансом и, следовательно, температурными факторами.

Что касается восточного сектора Евразии, то здесь на существовании подземного оледенения сказывается не только обусловленный зимним выхолаживанием громадного материка Сибирский антициклон (во время оледенения он образовал единое целое с Азорским максимумом, который тогда смещался к северу), но и особенности циркуляции в северной части Тихого океана. Во время оледенений понижение уровня океана приводило к возникновению Берингийского моста. Он препятствовал проникновению арктичееких вод на юг, в Тихий океан. Во время же межледниковий через Берингов пролив поступали арктические воды, и вдоль восточного побережья Евразии проходили холодные течения, как это имеет место и ныне. Поэтому на Дальнем Востоке России, в отличие от ее Европейской части, разница между климатическими условиями ледниковых и межледниковых эпох не столь резкая.

^ Подпрудные водоемы и системы стока талых вод± Ледники, наступая с севера, перекрывали сток рек бассейна Северного Ледовитого океана. В результате возникали подпрудные приледниковые озера, уровень которых определялся высотой водоразделов. Прорывы вод из таких озер при переливах через водоразделы или ледовые плотины приводили к катастрофическим затоплениям смежных территорий с образованием бурных потоков огромной размывающей способности. Эта сторона палеогеографии ледниковых эпох начала изучаться лишь в последнее время.

Приледниковые подпрудные озера по размерам превосходили многие моря: Мансийкое озеро - до 950 тыс. км2
, Лено-Вилюйское - 500 тыс. км2
. В Евразии формировалась грандиозная система стока, простиравшаяся более чем на 7 тыс. км: от Верхоянского хребта до Средиземного моря. Ледники, спускавшиеся с Верхоянского хребта, лерекрывали сток по долине р. Лены, и перед их краем образовалось Лено- Вилюйское озеро. Сток
из этого озера (уровень 230 м) происходил на запад, в долину 11мжнсй Тунгуски. Здесь также существовало подпрудное озеро с уровнем 180 м; но из-за рисчлененного рельефа его размеры быта невелики. Далее вдоль края ледника происходил сток в подпрудное озеро с уровнем 130 м в среднем течении Енисея. Это озеро через долины рек Малый Кас и Кеть соединялось с Мансийским бассейном (уровень 125 м). Из него избыток воды сбрасывался через Тургайскую ложбину в Аральский бассейн (уровень 72 м); оттуда через Узбой - в Каспийское море (Хвалынский бассейн с уровнем 50 м). Сток из Каспия осуществлялся через Кумо-Манычский пролив в Черное море (Эвксинский бассейн), уровень которого был снижен до -90 м. Далее через Босфор, Мраморное море и Дарданеллы осуществлялся сток в Средиземное море, уровень которого соответствовал Мировому океану (-110 м).

По мнению автора данной концепции М.Т. Гросвальда, вся эта система существовала еще 20 тыс. лет назад, во время последнего оледенения. Однако иозднечетвертичные оледенения в Сибири, по крайней мере Восточной, не носили покровного характера. Более вероятно, что описанная грандиозная система стока существовала во время максимального оледенения, в среднем и/или раннем плейстоцене. Не исключено также, что в данной концепции объединены разновременные события.

Плювиальный пояс противопоставляется области наземных, подземных и морских оледенений, т. е. гляциально-перигляциальному поясу, поскольку ритмика климатических изменений носила здесь существенно иной характер. Здесь периодически устанавливались плювиальные (влажные) и сухие (межплювиальные) обстановки. Географически плювиальный пояс охватывает современный субтропический пояс, а также территории с аридным и семиаридным климатом, прилегающие к нему с севера и с юга.

__ В ледниковые эпохи происходила перестройка атмосферных процессов и общее

смещение природных зон к югу. Антициклоны над ледниковыми щитами порождали холодные и сухие ветры, которые оттесняли К югу циклоны, двигавшиеся от Исландского и Алеутского минимумов. Области расположения этих минимумов также смещались к югу. Соответственно область западного переноса располагалась южнее, чем: ныне. В результате этого приносимые западными ветрами осадки выпадали южнее - в современных полупустынях и пустынях. В связи с этим там изменялись климат и растительность, формировалась речная сеть, происходило повышение уровней и опреснение озер (Каспийского, Аральского, Балхаша и других). Траисгрессии Каспийского и Аральского морей могли бьгть связаны также с притоком вод с севера, из подпрудных приледниковых озер и систем стока (см. выше).

Однако общее количество осадков, выпадавших на континентах, не могло быть больше современного, так как температуры снижались по всей Земле, значительно увеличивалась площадь морских льдов, частично осушался шельф, и все это не могло не влиять на испарение. То есть плювиальные эпохи возникали за счет перемещения сухих и влажных зон, и увлажнение одних регионов сопровождалось более значительным иссушением других. В частности, общее уменьшение количества осадков в пределах перигляциальной зоны, охватывавшей современный умеренный пояс, было одной из причин того, что лесная зона выпадала из географической зональности.

Исследования в Африке показали, что в плейстоцене пустыня Сахара смещалась к северу в теплые межледниковые эпохи (в т.ч. в голоцене) и к югу - в холодные Ширина же пустыни при этом существенно не изменялась. Свидетельством смещения Сахары к югу во время последнего ледниковья являются следы увлажнения в ее северны» районах: сухие русла, озерные отложения, наскальные рисунки, отражающие благоприятные природные условия, и в то же время заросшие песчаные эрги (барханы) в Судане, южнее современных границ пустыни. Распространение едва закрепленных скудной растительностью песчаных покровов ведет к исключительной экологической ужзвимости этого региона, й происходящий там в настоящее время, вследствие быстрого роста населения, значительный перевыпас скота нарушает экологическое равновесие п влечет опустынивание.

j Максимум смещения к югу зон увлажнения соответствует максимуму оледенения. Понятна, что смешения эти происходили постепенно, и для разных частей плювиального пояса периоды увлажнения наступали не одновременно. Поэтому решение вопросов датировки и межрегиональной корреляции плювиальных эпох . сопряжено со значительными тру дностями.

! События, связанные с перемещением плювиального пояса, отличались высоким темпом и значительным размахом колебаний.. Так, во время последнего оледенения в Средней Азии был холодный сухой климат, близкий к перигляциальному. В процессе перестройки атмосферной циркуляции, на переходе от ледниковья к межледниковью. 8-9 тыс. лет назад в Каракумах, Кызылкумах и на Устюрте устанавливался климат, близкий к существующему ныне в Нижнем Поволжье, существовали степи с каштановыми почвами: Сток рек превышал современный в 2-6 раз. Во впадинах возникали- пресные и солоноватые озера. Аральский бассейн трансгрессировал и опреснялся. Четыре тысячи лет назад, в течение всего 2-3 столетий, произошла резкая аридизация, что вызвало локальную экологическую катастрофу, переселение людей в предгорья и долины.

Тропико-экваториальное пространство существенного влияния ледниковий и межледниковий не испытало. Понижение средних температур во время ледниковий там не превышало 2-4°, что могло сказаться лишь на небольших перемещениях границ природных зон. Высказывались предположения об увлажнении (плювиалах) в Центральной и Восточной Африке во время ледниковий.

I

НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ

В! истории развития географической оболочки прослеживается эволюционная направленность этого процесса. При этом на раннем этапе (протогее) геосферы (атмосфера, гидросфера, литосфера, биосфера) выделились из первичного вещества Земли и постепенно приобрели состав, по условиям существования жизни и миграции химических элементов относительно сходный с современным. На более позднем этапе (в неогее) происходило их взаимодействие и взаимосвязанное, циклическое развитие геосфер^ имевшее следствием усложнение их внутренней структуры. В роли ведущих факторов эволюции всех геосфер выступали внутренние (тектонические) процессы, происходившие в недрах Земли, а также внешние по отношению к Земле (космические) воздействия.

Космические факторы играли наиболее существенную роль на ранних этапах ее развития, когда происходило формирование планеты из исходной космической материи. После таго как их воздействие стало существенно ослабляться атмосферой, космические факторы, оставаясь достаточно значимыми, усложняли картину, прежде всего, биологической эволюции. Практически доказано, что падение крупного метеорита на рубеже мезозойской и кайнозойской эр привело к массовому вымиранию ряда систематических групп, что существенно изменило общий ход эволюции органического мира. Предполагается, что и другие массовые вымирания могли происходить при подобных событиях.

Изменения расположения океанов и материков, их геологического строения, рельефа и ландшафтов, состава атмосферы, растительного и животного мира были тесно связаны между собой. В истории Земли чередовались эпохи теплого влажного климата с нечетко выраженной широтной зональностью, и более прохладные с зональностью в той и in иной степени близкой к современной; эпохи раскрытия и закрытия океанов; эпохи расцвета и упадка органической жизни. Циклы развития геосфер не сводились к ион трепню событий. После каждого следующего цикла в той или иной степени mi,хранились следы более ранних циклов, выраженные в геологическом строении и I»- шефе, составе и строении атмосферы и гидросферы, в органическом мире. Поэтому от Он ice ранних циклов к более поздним строение каждой из геосфер и географической оболочки в целом становилось все более неоднородным и сложным. Цикличность исдущего фактора эволюции планеты - тектонических процессов - сказывалась на рельефе, на интенсивности дегазации недр и составе атмосферы, и через это - на условиях жизни.

В периоды раскрытия океанических впадин их объемы уменьшались вследствие ри фпстания срединно-океанических хребтов, что приводило к обмелению океаиов. воды которых как бы «выплескивались» на континенты. Это влекло за собой глэбальные финсгрессии и абсолютное преобладание площади моря над площадью суши (тиласократия). В то же время активность восходящих мантийных потоков способствовала дегазации недр, поступлению в атмосферу больших жоличеств yi лекислого газа и усилению парникового эффекта. Этому же способствовало увеличение содержания в атмосфере водяного пара в эпохи таласократии. В результате при глобальных трансгрессиях происходило повсеместное потепление, смягчение и увлажнение климата. Господство теплого влажного климата содействовало быстрому выравниванию рельефа с образованием обширных равнин. Все это создавало предпосылки для расцвета разнообразных форм жизни, повышения биопродуктивности и биоразнообразия.

По мере разрастания океанов истощались источники энергии тектонических процессов, ослабевали восходящие потоки мантийного вещества, замедлялись темпы дегазации недр и поступления в атмосферу углекислого газа. Срединно-океинические хребты сокращались в размерах, склоны их становились круче, что влекло за собой увеличение объемов океанических впадин, глобальные регрессии и относительное увеличение площади суши (геократия). На завершающих стадиях геотектенических циклов столкновения материков приводили к закрытию океанов и образованию горно- складчатых поясов, соединяющих отдельные материковые плиты в единые континенты и суперконтиненты. Следствием всего этого являлись ослабление парникового эффекта, общее похолодание и увеличение степени континентальное™ климата, а зцачит, и ухудшение условий жизни. Когда обширные материки оказывались в низких, широтах, происходила их аридизация; если же они попадали в полярные районы, то развивались покровные оледенения. То и другое сопровождалось вымираниями отдельных видов, семейств и целых систематических групп и, следовательно, сокращением биологического разнообразия. В то же время усложнение условий жизни усиливало отбор и создавало предпосылки для будущего расцвета наиболее прогрессивных систематических, групп.

Существенной особенностью эволюции планеты является последовательное нарастание ее темпов. Оно проявляется как в сокращении продолжительности геотектонических циклов, так и в ходе биологической эволюции. ).

СПИСОК РЕКОМЕНДУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

Будыко М.И. Эволюция биосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 488 с.

■ Верзилин Н.Н. Методы палеогеографических исследований. М.: Недра. 1979. 247

скачано
http://cigvincev.ru