какое влияние на рельеф оказало древнее оледенение
Оледенения Земли
Об авторе
Николай Михайлович Чумаков — доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник Геологического института РАН. Область научных интересов — палеоклиматы, ледниковые отложения, стратиграфия позднего докембрия, региональная геология Средней Сибири.
Жителям Европы и Северной Америки трудно себе представить, что всего 200–14 тыс. лет назад (с геологической точки — зрения совсем недавно) мощные ледниковые щиты, подобные антарктическим, неоднократно покрывали огромные территории. Отдельные лопасти ледниковых покровов спускались в Восточной Европе до 49° с. ш., а в Северной Америке — до 38° с. ш. На месте Москвы или Чикаго располагались ледники толщиной до 1–3 км. Неудивительно, что в середине ХIХ в. открытие следов этих оледенений, относившихся к позднечетвертичной эпохе и ко времени появления современного человека, стало большой научной сенсацией. Некоторые исследователи посчитали, что эти оледенения были первыми эпизодами процесса общего замерзания Земли, декларируемого теорией Канта — Лапласа. Другие — сомневались, что валунные суглинки, считавшиеся ледниковыми, действительно отложены ледниками. Однако детальное изучение этих отложений и сравнение их с отложениями современных ледников подтвердили ледниковый генезис валунных суглинков (морен), покрывавших северные части Европы и Северной Америки. Был выявлен комплекс диагностических критериев, которые позволяют отличать ископаемые морены (тиллиты) от внешне сходных неледниковых отложений. Важнейшие признаки тиллитов — принесенные издалека (эрратические) валуны, граненные и штрихованные ледниками; исштрихованные или смятые в сложные складки породы ложа ледников (гляциодислокации); морозобойные клинья и полигональные грунты; вытаявшие из айсбергов камни (дропстоуны), фрагменты морен и др.
Во второй половине XIX в. и в начале XX в. были обнаружены следы существенно более древних оледенений: позднепалеозойских (ныне датированных в интервале 300–250 млн лет назад) и затем докембрийских (750–550 и 2400–2200 млн лет назад). Эти открытия опровергли теорию Канта — Лапласа о постепенном остывании (вплоть до четвертичного оледенения) первоначально горячей Земли. В XX и начале XIX столетия были выявлены и изучены оледенения в нижнем палеозое (около 450 млн лет назад) и самые древние — в позднем архее (около 2900 млн лет назад). Причины, характер и последствия оледенений стали популярным предметом научных дискуссий и прогнозов.
История оледенений
Рис. 1. Гляциоэры и гляциопериоды Земли в интервале поздний архей — наше время
На сегодняшний день в обозримой геологической истории установлено пять гляциоэр и четыре разделяющих их термоэры.
Позднеархейская термоэра (2900–2400 млн лет назад). В этом интервале геологической истории до сих пор не обнаружено ледниковых отложений, что позволяет условно рассматривать его как термоэру.
Гуронская гляциоэра (2400–2200 млн лет назад). Следы оледенений этого времени известны на юге Канады, на северном побережье оз. Гурон. Там, в средней части Гуронской надгруппы установлены три ледниковых формации (снизу вверх): Рамзай Лейк, Брюс и Гауганда. Они разделены мощными неледниковыми отложениями. Гуронский ледниковый комплекс моложе 2450 млн лет и древнее 2220 млн лет. В штате Вайоминг, в 2000 км юго-западнее оз. Гурон, ледниковые отложения, близкие к гуронским, известны в надгруппе Сноу Пасс. Вероятно, аналоги гуронских тиллитов присутствуют также и в районе Шибугамо, к северо-востоку от оз. Гурон и к западу от Гудзонова залива. Широкое распространение в Северной Америке ледниковых отложений возрастом 2200–2450 млн лет свидетельствует о том, что в начале раннего протерозоя значительная часть древнего архейского ядра этого континента неоднократно подвергалась покровным оледенениям.
В Европе отложения, сходные с ледниковыми, известны в верхней части сариолийской серии, которая залегает на архейском Карело-Финском массиве Балтийского щита. Их возраст оценивается в 2300–2430 млн лет.
В Африке, в прогибе Грикваленд, описывается ледниковая формация Макганйене (ранее именовавшаяся Тиллитами Грикватаун) возрастом моложе 2415 млн лет и древнее 2220 млн лет. Она сложена грубослоистыми тиллитами мощностью до 500 м, которые содержат эрратические и обработанные ледником камни. В основании тиллитов наблюдается ледниковое ложе. Аналоги формации Макганйене имеются и в прогибе Трансвааль.
В Западной Австралии распространены ледниковые отложения Метеорайт Боре. Их возраст лежит в интервале 2200–2450 млн лет.
Таким образом, в период между 2400 и 2200 млн лет назад на четырех современных континентах Земли неоднократно происходили крупные оледенения, нередко носившие покровный характер. Об этом свидетельствует не только широкое распространение ледниковых пород, но и присутствие марино-гляциальных (айсберговых) отложений. Корреляция раннепротерозойских ледниковых горизонтов между собой затруднительна, и установить точное количество оледенений в раннем протерозое и их ранг пока сложно. Предполагается, что в гуронской гляциоэре существовало по меньшей мере три ледниковых периода, и в каждом из них есть следы нескольких подчиненных дискретных событий, которые можно квалифицировать как ледниковые эпохи.
Великая ледниковая пауза. Вслед за гуронской гляциоэрой началась длительная термоэра. Она продолжалась почти 1450 млн лет (2200–750 млн лет назад). Существенное потепление на Земле наступило сразу после завершения гуронской гляциоэры. Даже в тех районах, где фиксировались следы оледенений, климат быстро сменился теплым и аридным. В ряде регионов стали накапливаться карбонатные, часто красноцветные и строматолитовые отложения с многочисленными включениями псевдоморфоз по гипсу, ангидриту и каменной соли. В Австралии, России (Карелии) и США подобные породы обнаружены в отложениях возрастом 2100–2250 млн лет. В Карелии появляются характерные для жаркого климата красноцветные карбонатные породы и корки типа каличе, калькретов и силькретов, а также пустоты от выщелачивания кристаллов гипса. Выше, в свите Туломозеро возрастом около 2100 млн, скважиной вскрыта толща каменной соли мощностью 194 м. Она перекрывается трехсотметровой пачкой ангидритов и магнезитов. Многочисленные следы аридной седиментации фиксируются и в более молодых отложениях протерозоя, вплоть до середины верхнего рифея (около 770 млн лет).
Публикации о следах оледенений во время Великой ледниковой паузы редки и вызывают сомнения, так как не содержат типичных, а тем более прямых признаков ледниковых пород и имеют сугубо локальное распространение.
Африканская гляциоэра (750–540 млн лет назад). Ее отложения сохранились во многих регионах Земли, но особенно полно представлены в Африке. Они изучены довольно подробно, что позволяет выделить в ее составе шесть гляциопериодов.
Гляциопериод Кайгас. Первое оледенение африканской гляциоэры — Кайгас — произошло около 754 млн лет назад в Южной Африке. Несколько позже, 746 млн лет назад, наступило оледенение Чуос. Эти два близких по возрасту и местоположению ледниковых эпизода следует, по-видимому, включить в один ледниковый период, оставив за ним традиционное название Кайгас. Его породы представлены марино-гляциальными и ледниковыми речными (флювиогляциальными) отложениями, в которых местами встречаются железорудные горизонты. Предполагалось, что оледенение Кайгас носило региональный характер. Однако сейчас следы приблизительно одновозрастного оледенения установлены и в Центральной Африке (Большой конгломерат Катанги возрастом 735–765 млн лет). Значительный ареал распространения и присутствие марино-гляциальных отложений говорит о том, что ледники данного периода не были локальными, а выдвигались широким фронтом на континентальный шельф.
В Бразилии карбонатные отложения в основании серии Бамбуи датированы 740 млн лет, и подстилающие их ледниковые отложения формации Макаубас также можно отнести к гляциопериоду Кайгас.
Гляциопериод Рэпитен состоит из отложений групп Рэпитен в горах Макензи (Канада) и Гхубрах (Оман), нижнего тиллита свиты Покателло (США, штат Айдахо) и, возможно, также свиты Чученг-Чанган (Южный Китай), сформировавшихся 723–710 млн лет назад. С отложениями этого гляциопериода в Канаде и некоторых других регионах связаны крупные залежи железных руд.
Гляциопериод Стерт представлен подсерией Юднамонтана в Южной Австралии. В ней различают как минимум два ледниковых эпизода. Первый связан с Тиллитом Пуалко, отделенным от второго ледникового эпизода Вилиерпа несогласием и толщей терригенных, иногда железорудных пород и пачкой доломитов. В Австралии стертовские отложения непосредственно перекрываются доломитами и черными сланцами возрастом 660 млн лет. От стертовских оледенений сохранились марино-гляциальные отложения, которые свидетельствуют об их покровном характере. Не исключено, что часть недостаточно изученных пород баллаганахской серии Патомского нагорья, похожих на ледниковые отложения, тоже относятся к данному гляциопериоду. В Киргизии с ним связаны очень крупные залежи железных руд.
Гляциопериод Марино включает группу оледенений, произошедших около 640–630 млн лет назад (в начале вендской системы). В типовом разрезе Южной Австралии он представлен подсерией Иерелина, строение которой свидетельствует о трехкратной смене ледниковых и межледниковых обстановок в открытом бассейне. Начинался и заканчивался гляциопериод Марино постепенно — ледовым разносом, о чем свидетельствуют сланцы, содержащие рассеянные гальки. Предположение, что оледенение Марино началось почти внезапно (около 650 млн лет назад), было непрерывным и внезапно закончилось (635 млн лет назад), лишено оснований. Данный вывод исходит из гипотетических представлений о непрерывных тотальных оледенениях Земли, охватывавших все континенты и океаны (гипотеза snowball Earth). Эта гипотеза противоречит характеру типовых разрезов Марино, Стерт, Рэпитен и других сопоставимых с ними отложений, а также свидетельствам о сохранении цикла общего водообмена на Земле в то время.
Рис. 2. Известный геохимик Б. Г. Покровский у обнажения тиллитов большепатомской свиты (р. Ура, Патомское нагорье). Фото В. А. Мележика
Ледниковые отложения гляциопериода Марино известны во многих регионах Земли: на Патомском нагорье (рис. 2) и Алданском щите (рис. 3) Средней Сибири, в Киргизии, Китае, Омане, горах Макензи в Канаде, в Северной Африке и Южной Америке. В их разрезах выделяются несколько эпизодов, которые могут рассматриваться как гляциоэпохи.
Рис. 3. Штрихованные ледниковые валуны диабаза (вверху) и песчаника из ничатской свиты (оз. Ничатка, р. Чара)
Гляциопериод Гаскье. Его ледниковые отложения возрастом 584–582 млн лет установлены на п-ове Ньюфаундленд. В Северной Америке их вероятные аналоги — отложения формации Сквантум и Факир.
На Среднем Урале для ледниковых образований, которые коррелируют с отложениями Гаскье, определен возрастной интервал 567–598 млн лет. Некоторые другие ледниковые толщи относят к данному гляциопериоду на основании далеких стратиграфических корреляций (формация Мортенснес на севере Норвегии и др.) или совсем бездоказательно, только по их стратиграфическому положению в разрезах, расположенных выше отложений Марино (например, формации Халканчоуг и Лочуань в Китае и Сера Азул в Бразилии). В действительности, как будет показано далее, многие из них принадлежат более молодому байконурскому гляциогоризонту.
Гляциопериод Байконур. Это оледенение произошло непосредственно перед немакит-далдынским веком, завершающим вендский период позднего докембрия (547–542 млн лет назад). Его отложения включают байконурскую свиту Средней Азии, базальную часть забитской свиты Восточного Саяна, формации Ханкалчоуг хребта Куругтаг, Хонгтиегоу Цайдама, Женгмугуан гор Хелан-Шан, Лочуань и ее аналоги в Китае. К гляциопериоду Байконур можно отнести и тиллиты докембрийских массивов Центральной Европы (моложе 570 и древнее 540 млн лет), триаду серии Пурпур де Ахнет Ахаггара (535–560 млн лет), подсвиту Вингербрик (545–595 млн лет) и нижнюю часть свиты Номтсас группы Нама Намибии (539–543 млн лет).
Главный ледниковый эпизод этого гляциопериода произошел вблизи нижней границы немакит-далдынского века, около 542 млн лет назад. Его значение подчеркивается стратиграфическим перерывом и большим отрицательным экскурсом δ 13 С в основании отложений немакит-далдынского яруса. Собственно байконурскому эпизоду и, вероятно, близкому по возрасту оледенению Номтсас в Намибии предшествовал ледниковый эпизод Вингербрик (545 млн лет назад), а также недавно описанный эпизод Хонгтиегоу в Цайдаме. Фоссилии, найденные ниже и выше свиты Хонгтиегоу, говорят о близости ее возраста средней части венда.
Раннепалеозойская термоэра (540–440 млн лет назад). На протяжении кембрия и большей части ордовика следов оледенений не обнаружено. Данный временной интервал, несмотря на то, что большие массивы гондванской 4 суши находились в высоких южных широтах, характеризовался многочисленными признаками теплого и аридного климата. В то время были широко распространены карбонатные отложения (в том числе рифы) и солеродные бассейны. Нередко встречались красноцветные карбонатные породы и каолинитовые глины. Тогда (за исключением кембрия) фаунистическое разнообразие морской биоты быстро росло, особенно в среднем ордовике и начале позднего. Это время нередко именуется Великим ордовикским событием биодиверсификации. Таким образом, отрезок геологической истории от начала кембрия и до начала позднего ордовика считается термоэрой, которая продолжалась около 100 млн лет.
Гондванская гляциоэра (440–260 млн лет назад). Данные оледенения в основном связаны с Гондванским мегаконтинентом. Здесь выделяются пять гляциопериодов.
Раннепалеозойский гляциопериод. Первые сравнительно небольшие оледенения в раннем палеозое произошли, очевидно, в начале или середине катийского века (карадоке), а последние достоверно установленные следы оледенений этого гляциопериода относятся к позднелландоверийскому — ранневенлокскому времени. Таким образом, раннепалеозойский ледниковый период продолжался около 20 млн лет. Он разделяется на три гляциоэпохи: начальную — катийскую, главную — хирнантскую и заключительную — лландоверийско-венлокскую.
Катийская гляциоэпоха. Данные о том, что ордовикские оледенения начались еще в карадоке, появлялись неоднократно. На востоке Северной Америки (в Новой Шотландии), вблизи кровли свиты Галифакс известна пачка метатиллитов с эрратическими, гранеными, штрихованными и айсберговыми камнями. Вышележащая свита Уайт-Рок содержит некоторое количество карадокской или, возможно, несколько более молодой фауны. Более уверенно возраст устанавливается для марино-гляциальных отложений Гандер-Бей северо-восточной части Ньюфаундленда, которые непосредственно перекрываются карадокскими граптолитовыми сланцами. На юге Африки, в группе Столовой Горы известны два ледниковых горизонта в свите Пакхуис, природа которых подтверждается наличием штрихованных и граненых камней, ледникового ложа, гляциодислокаций, морозобойных клиньев и полигональных грунтов. Возраст их, скорее всего, — катийский. Фауна, характерная для более позднего хирнантия, найдена в отложениях, покрывающих тиллиты. В породах, подстилающих свиту Пакхуис, обнаружен более древний тиллит Хангклин. Его возраст по редкой фауне и косвенно, по скорости осадконакопления, оценен как карадокский. Некоторые исследователи полагают, что в катийском ярусе произошло не менее трех оледенений [5].
Хирнантская гляциоэпоха. В эту эпоху раннепалеозойское оледенение достигло максимальных размеров (рис. 4). Его природа и возраст особенно хорошо устанавливаются в Северной Африке и Аравии — классических областях его развития. Здесь в наиболее полных разрезах хирнантия фиксируется как минимум пять ледниковых эпизодов, суммарная длительность которых оценивается в 1,4 ± 1,4 млн лет. Согласно некоторым оценкам, сделанным по гляциоэвстатическим колебаниям (колебания уровня мирового океана, вызванные образованием и таянием ледников), хирнантский покров охватывал всю Африку, Аравию, Турцию, а также большую область центральной части Южной Америки. В предгорьях Анд нижнепалеозойские ледниковые отложения протягиваются почти непрерывным поясом от Эквадора до Аргентины. Непосредственно над тиллитами обнаружена фауна верхней зоны хирнантия.
Рис. 4. Палеоклиматическая зональность хирнантского века. 1–3 — отложения: 1 — ледниковые, 2 — ледниковые и марино-гляциальные, 3 — морские, марино-гляциальные и ледовые; 4 — направления движения ледников; 5 — гляциодислокации; 6 — ископаемые ледниковые долины (троги); 7 — черные сланцы; 8 — карбонатные платформы; 9 — рифы; 10 — красноцветные карбонатные породы; 11 — доломиты; 12 — гипсы и ангидриты; 13 — соли; 14–16 — фауна: 14 — тепловодная брахиоподовая, 15 — холодноводная хирнантиевая, 16 — обедненная хирнантиевая; 17 — контуры континентов и микроконтинентов: СА — Лаврентия (Северная Америка), Сб — Сибирь, Ев — Восточная Европа (Балтия), Кз — Казахстан, Авл — Авалония, Гондвана (Ан — Антарктида, Аф — Африка, ЮА — Южная Америка, Иб — Иберия, Ам — Армория, Т — Тюрингия; Б — Богемия, Тр — Турция, Ар — Аравия, СК — Северный Китай, ЮК — Южный Китай, Ин — Индия, Ав — Австралия); 18 — современные контуры континентов и микроконтинентов; 19 — молодые горные сооружения; 20–22 — границы климатических поясов: 20 — ледникового и холодного, 21 — холодного и умеренного, 22 — умеренного и теплого; 23–26 — климатические пояса: 23 — ледниковый (Л), 24 — холодный (Х), 25 — умеренный (У), 26 — теплый (Т); 27 — океаны
Лландоверийско-венлокская гляциоэпоха. Нижнепалеозойские ледниковые отложения известны в Амазонской впадине, в средней части они содержат фауну раннего лландовери (в том числе, граптолиты). Верхнюю часть данного разреза поэтому следует относить к нижнему силуру, начиная с лландовери. В юго-западной части Боливии и на большой территории прилежащих районов Перу и Аргентины распространена марино-гляциальная свита Канканири (Тиллиты Запла). Она сложена массивными, слоистыми или градационно-слоистыми тиллитами, которые содержат эрратические и штрихованные камни и валуны поперечником до 150 см. В них обнаружены средне- и позднелландоверийские и ранневенлокские ископаемые.
Позднедевонский — раннекарбоновый гляциопериод начался в конце фамена. На севере Бразилии в фаменском ярусе и нижнем карбоне сохранились следы трех ледниковых эпизодов. Следы верхнефаменского оледенения найдены и в США, на северо-востоке Аппалачского пояса.
Большинство исследователей склоняется к тому, что позднедевонские — раннекарбоновые оледенения имели в основном предгорный характер. Однако тот факт, что в отложениях присутствуют бассейновые и флювиогляциальные фации, указывает на распространение ледников в равнины, а иногда и на побережья крупных бассейнов, что возможно лишь при весьма значительном оледенении. Об этом говорят и ледниковые отложения позднедевонского — раннекарбонового возраста на севере Бразилии, которые накапливались в обширных платформенных бассейнах средних широт.
Среднекарбоновый гляциопериод. Его отложения распространены значительно шире и установлены в западной, восточной и северной частях Гондваны. Судя по хорошо изученным разрезам восточной части Австралии [6], которые датированы радиоизотопными и биостратиграфическими методами, среднекарбоновый ледниковый период начался в середине серпуховского века и закончился в конце московского. Здесь устанавливается четыре эпизода. Продолжительность каждого из них составляет от 1 до 5 млн лет. Эпизоды разделены интервалами длительностью приблизительно 2–3 млн лет, в которых отсутствуют следы оледенений. Все эти эпизоды можно квалифицировать как ледниковые и межледниковые эпохи.
Раннепермский гляциопериод — максимальный в гондванской гляциоэре. Он начался, видимо, в конце гжельского века, а закончился в начале артинского. В нем выделяются два ледниковых эпизода. За пределами Австралии отложения раннепермского ледникового периода распространены на огромной территории — от западной до восточной части Гондваны (рис. 5).
Рис. 5. Раннепермское оледенение Гондваны [6]. 1 — прогибы, содержащие ледниковые и перигляциальные отложения, 2 — реконструированные ледниковые покровы, 3 — направления движения ледников, 4 — пермский полюс. Континенты: ЮА — Южная Америка, Аф — Африка, И — Индия, Ан — Антарктида, Ав — Австралия.
Позднепермский гляциопериод завершил гондванскую гляциоэру. Его отложения имеют ограниченное распространение. В восточных областях Австралии он включает два ледниковых эпизода. Первый, охватывавший конец кунгурского века и часть казанского, представлен дистальными айсберговыми ледниковыми фациями. Второй, охватывавший верхнюю часть яруса Уордиан и ярус Кэпитаниан (средняя часть татарского яруса), также сложен айсберговыми отложениями. Позднепермское оледенение проявилось и на северо-востоке Азии. В Верхоянской складчатой зоне широко распространены верхнепермские тиллоиды (тиллитоподобные несортированные и неслоистые грубообломочные породы). В ряде разрезов они содержат признаки ледникового происхождения: дропстоуны, тилловые пелеты, граненые и штрихованные камни.
Мезозойско—палеогеновая термоэра (250–35 млн лет назад). Длительные климатические пертурбации гондванской гляциоэры сменились теплым мезозойским климатом.
Глобальные климатические реконструкции, основанные на комплексе индикаторов, показали, что все высокие и средние широты обоих полушарий Земли в мезозое находились в умеренных и теплых влажных климатических зонах [7]. Иногда в высоких широтах возникали сезонные льды, о чем свидетельствуют редкие находки дропстоунов. Но, поскольку и территориальное, и стратиграфическое распространение льдов было незначительным, можно полагать, что среднегодовые температуры в высоких широтах были существенно выше, чем ныне. В низких широтах преобладал аридный климат, а влажные экваториальные зоны появились лишь во второй половине мела.
В течение мезозоя иногда происходили довольно значительные перестройки климатической зональности, однако все эти изменения ограничивались областью положительных температур. Прямых свидетельств мезозойских оледенений не найдено, за исключением одного случая в Южной Австралии, где в единственном обнажении берриас-валанжинских пород встретился Тиллит Ливингстон мощностью до 2 м [8]. Судя по ограниченному распространению, это сугубо локальное образование. К «возможным тиллитам» иногда причисляли конгломераты, брекчии и несортированные галечные сланцы, а к ледниковым условиям относили сезонное замерзание водоемов и рек [9].
Несмотря на отсутствие прямых доказательств существования мезозойских оледенений, в последние годы возникла гипотеза cold snabs. Она предполагает неоднократное повторение в мезозое очень коротких ледниковых эпизодов, которые проявлялись только в высоких широтах и приводили к небольшим полярным оледенениям, составлявшим около одной трети современных полярных шапок [9].
Эта гипотеза целиком основана на косвенных признаках. Во-первых, на быстрых колебаниях уровня моря «второго и третьего порядков», которым приписывается гляциоэвстатическая природа, если они сопровождались повышением δ 18 О в осадках. Однако понижение уровня моря любого происхождения из-за увеличения альбедо планеты приводит к некоторым похолоданиям и повышениям δ 18 О в осадках.
Во-вторых, подтверждением данной гипотезы считается присутствие в некоторых отложениях средней юры и мела дропстоунов. В мезозое они распространены главным образом в высоких палеоширотах и имеют различное происхождение. Чаще всего встречаются и упоминаются камни, разнесенные сезонными льдами. Сейчас они регулярно формируются в морях, озерах и реках умеренного климатического пояса, вплоть до 45° с. ш. Эти широты характеризуется положительными среднегодовыми температурами. Никаких оледенений (за исключением горных) там нет. Кроме того, дропстоуны могут иметь биогенное происхождение и не должны служить доказательством оледенений.
Третий аргумент в пользу гипотезы cold snabs — широкое распространение в мезозойских отложениях глендонитов — беломорской рогульки (СаСО3 · 6Н2О). Однако ныне эти образования постоянно встречаются в холодных бассейнах высоких и средних широт. Их присутствие указывает на умеренно-холодный климат, а не на оледенения.
Кроме упоминавшегося обнажения тиллитов в Австралии, ни на одном из континентов Земли, ни на островах Арктики следов мезозойских ледниковых отложений не найдено. Нередко предполагается, что центры оледенений скрыты под современным антарктическим ледниковым покровом. Но такие выводы не подтверждаются детальными исследованиями ископаемой растительности на побережье Антарктиды. Например, изучение позднеальбского леса вблизи основания Антарктического п-ова показало, что лес там был средней густоты, состоял преимущественно из круглогодично зеленых широколиственных хвойных деревьев и имел сходство с современными влажными умеренными лесами юга Новой Зеландии [10].
Мезозойские температуры глубинных вод в южных высоких широтах, полученные (δ 13 O-методом) по бентосным фораминиферам, в юре и мелу колебались от 5 до 11°С, что позволяет сделать вывод об отсутствии в мезозое психросферы (слоя воды на дне океана с температурой около 4°C, толщиной несколько сотен метров). Напомним, что сейчас температура глубинных вод в высоких южных широтах составляет −1,5 — +0,5°С. Приведенные данные свидетельствуют о том, что Антарктида в мезозое не подвергалась оледенениям. Этот вывод согласуется и с результатами наиболее реалистических компьютерных моделей. Последние показывают, что, если какие-то мезозойские оледенения в Антарктиде и случались, то имели горный или весьма эфемерный характер.
Еще более спорно предполагать присутствие мезозойских ледниковых покровов в высоких широтах Северного полушария. Мезозойские отложения там широко распространены, хорошо изучены и не содержат никаких следов ледниковых отложений. Однако, исходя из гипотезы cold snabs, некоторые авторы, опираясь только на абстрактное геохимическое и климатическое моделирование, составили палеоклиматическую реконструкцию для средне-верхнеюрского пограничного интервала Северного полушария. Они реконструировали огромный ледниковый щит, лишь немного уступающий по размерам Антарктиде [11]. Его мощность превышала 5 км и протягивался он на 4000 км — от Чукотки до западного края Сибирской платформы. Предполагаемый щит должен был оставить следы своего существования во множестве крупных прогибов, выполненных континентальными и морскими юрскими отложениями (в том числе отложениями среднего и верхнего отделов юрской системы). Однако никаких следов юрских ледниковых отложений там до сих пор не обнаружено. В некоторых разрезах встречаются глендониты и редкие обломки — следы разноса сезонными льдами. Это не удивительно. Согласно палеомагнитным данным, регион располагался в то время в высоких заполярных широтах. Реконструкция огромного ледникового щита на северо-востоке Азии опровергается и геологическими фактами. Результаты упомянутого моделирования совершенно абсурдны. Его авторы руководствовались исключительно абстрактными соображениями и расчетами, полностью игнорируя имеющиеся геологические данные. Такой подход — пример превращения ценного метода палеоклиматических реконструкций в компьютерные игры. К сожалению, он существенно дискредитирует методы моделирования палеоклимата вообще.
Антарктическая гляциоэра (35 млн лет назад — ныне), в которой мы живем, началась в позднем кайнозое. Ее история и, конечно, история текущего четвертичного периода интенсивно изучаются на протяжении последних десятилетий. Этой теме посвящена огромная литература [12, 13]. Здесь мы ограничимся только кратким перечислением главных событий антарктической гляциоэры.
В начале кайнозоя, в палеоцене и эоцене климат Земли (как и в мезозое) оставался безледниковым. Особенно теплым были конец палеоцена и начало эоцена. В этом интервале на Земле отмечалось несколько температурных максимумов. Среди них выделяются ранне- и среднеэоценовые оптимумы. Во второй половине эоцена началось похолодание, и появились первые следы ледового или ледникового разноса в Южном океане. Одновременно усилился сезонный ледовый разнос в Арктике. Видимо, в высокогорных районах Антарктиды в то время зарождались горные ледники, языки которых местами (например, в заливе Прюдос) достигали моря. Континентальный ледниковый покров, соизмеримый с современным, образовался в Восточной Антарктиде в самом начале олигоцена, около 34 млн лет назад [14]. Вскоре ледники достигли бровки шельфа. В самом конце олигоцена и начале миоцена произошло некоторое потепление, сопровождавшееся существенными колебаниями климата и объема ледникового щита. По данным моделирования, объем Восточно-Антарктического ледникового щита в то время иногда сокращался до 25% от его современного размера [15]. Скорее всего, тогда и возникли шельфовые ледники Роне и Росса. В позднем миоцене снова произошло сильное похолодание. Ледниковый щит вновь достиг континентальных размеров. Кратковременное потепление, сходное с современным, произошло в среднем плиоцене 3,3–3,15 млн лет назад. С ним, возможно, было связано почти полное исчезновение Западно-Антарктического щита.
Поздний плиоцен и четвертичный период характеризовались быстрым прогрессивным похолоданием. Одновременно началось континентальное оледенение в Северном полушарии. Ледниковые покровы 2,74–2,54 млн лет назад возникли на севере Евразии и на Аляске. Усилился сезонный ледовый разнос терригенного материала в Арктическом океане. Это похолодание привело к разрастанию ледникового покрова Антарктиды, который 20–11 тыс. лет назад достиг бровки шельфа и континентального склона материка. В ледниковые максимумы ледники Евразии и Северной Америки распространялись до средних широт.
В целом, в течение позднего кайнозоя можно наметить три главных ледниковых максимума: в олигоцене, в конце миоцена и в конце плиоцена — квартере. Может быть, их следует рассматривать как отдельные ледниковые гляциопериоды.
Все ледниковые события позднего кайнозоя и в Антарктиде, и в Северном полушарии осложнялись целым спектром более коротких квазипериодических климатических колебаний разной амплитуды и знака. Они иногда (очень условно) именуются ледниковыми и межледниковыми. Судя по периодичности, причиной ледниковых осцилляций стали колебания солнечной инсоляции. Последние обусловливались наложением колебаний разной продолжительности, связанных с вариациями эксцентриситета орбиты Земли, угла наклона земной оси и ее прецессии. В сумме эти вариации дали сложную картину с преобладающими по амплитуде группами циклов в интервалах 19–24 тыс. лет (прецессионные), 39–41 тыс. лет (обусловленные наклоном земной оси), 95–131 и 405 тыс. лет (орбитальные). Самые короткие из этих циклов (приблизительно соответствующие циклам Миланковича) определяли чередование в позднем плиоцене и плейстоцене ледниковья и межледниковья. В отложениях, пробуренных на ледниковом шельфе Росса, в последние 4 млн лет насчитывается 32 ледниковых — межледниковых цикла со средней продолжительностью 125 тыс. лет [16]. В Восточной Европе с начала плейстоцена до начала голоцена зафиксировано 15 ледниковых эпизодов [17].
В миоцене преобладали климатические колебания преимущественно прецессионной природы, с периодами 19–21 тыс. лет, а с началом оледенений в Северном полушарии стали доминировать колебания, длившиеся 41 и 125 тыс. лет, связанные с изменениями наклона оси и орбиты Земли.
Общий характер оледенений
Первое, что обращает на себя внимание при взгляде на рис. 1, это отчетливое увеличение количества и плотности оледенений на протяжении последних 3 млрд лет. Этот факт трудно объяснить более слабой изученностью древних отложений. Во второй половине ХХ в., особенно, во времена холодной войны, в связи с погоней за стратегическим сырьем было проведено геологическое картирование почти всех участков нашей планеты (даже слабо развитых стран и труднодоступных регионов), сложенных древними породами. Впоследствии в них были открыты многочисленные месторождения различных полезных ископаемых. При подобных исследованиях трудно было бы пропустить ледниковые отложения, которые обычно образуют крупные тела, служат стратиграфическими маркерами, имеют региональное распространение и к тому же привлекают внимание геологов своим неординарным видом и происхождением. Кроме того, увеличение частоты оледенений наблюдается и на протяжении детально изученного позднего докембрия и всего фанерозоя. Можно предположить, что такое увеличение со временем связано с ослаблением мантийного вулканизма и прогрессивным развитием биосферы [18].
Гляциоэры разного возраста имеют определенное сходство. Во-первых, те гляциоэры, которые, удается датировать, близки между собой по длительности (гуронская — около 200 млн лет, африканская — 210 млн лет, гондванская — 190 млн лет). Во-вторых, они сходны по структуре. Все гляциоэры состоят из 3–6 дискретных ледниковых периодов продолжительностью от нескольких миллионов до нескольких десятков миллионов лет.
В обозримой истории Земли насчитывается не менее 20 ледниковых периодов. Все они, в свою очередь, состояли из дискретных ледниковых событий, которые можно квалифицировать как ледниковые эпохи. Детальное изучение изотопов кислорода в позднем кайнозое и частично палеозое показало, что гляциоэпохи осложнялись существенными климатическими колебаниями с периодами от 400–500 тыс. до 20 тыс. лет.
Гляциоэры имели сходство не только по структуре, но и по своей общей динамике. Они, как правило, начинались с коротких региональных ледниковых периодов, которые, увеличиваясь в размерах и интенсивности, достигали во второй половине гляциоэры максимальных (обычно межконтинентальных) масштабов, распространяясь в средние, а порой, возможно, и в низкие широты. Затем оледенения быстро деградировали. Плейстоценовое оледенение было, очевидно, максимальным в позднекайнозойской гляциоэре. Можно предположить, что за голоценовым потеплением (если не вмешается человек) должно наступить новое небольшое оледенение.
Между докембрийскими и фанерозойскими оледенениями отмечаются не только черты сходства, но и определенные различия. Во-первых, отдельные докембрийские оледенения имели, видимо, более широкое распространение, чем самые обширные фанерозойские. Во-вторых, с докембрийскими и фанерозойскими оледенениями связаны противоположные по знаку аномалии δ 13 Cкарб (отрицательные в докембрии и положительные в фанерозое). Наконец, многие неопротерозойские оледенения сменялись отложением пачек характерных тонкослоистых доломитов. Перечисленные различия докембрийских и фанерозойских оледенений весьма существенны для выяснения причин их наступления. Однако убедительного объяснения этим фактам до сих пор не найдено.
Возможные причины оледенений
Причины оледенений до сих пор служат предметом многочисленных конкурирующих и взаимоисключающих друг друга гипотез, которые касаются широкого спектра процессов — от межгалактических до микробиотических. Сейчас многие исследователи склоняются к мысли, что оледенения вызывались взаимодействием нескольких геодинамических, геохимических и биотических процессов. Позднеархейские и раннепротерозойские оледенения, видимо, связаны с появлением фототрофных организмов и с первичной оксигенизацией атмосферы. В неопротерозое и фанерозое ведущей причиной крупных климатических колебаний (в том числе и появления гляциоэр), были, скорее всего, геодинамические процессы и особый характер вулканизма. Судя по хорошо изученному последнему отрезку геологической истории, в пики мантийно-плюмового вулканизма повышалось содержание парниковых газов в атмосфере, что приводило к потеплениям. Усиленное поглощение СО2 фототрофными организмами, с последующим захоронением его в виде угля, почв, карбонатных и богатых органикой илов, а кроме того, интенсивное поглощение СО2 при выветривании силикатов, вынос его в океан и осаждение углерода в виде карбонатов также могло вызывать потепления. Одновременно происходило повышение содержания кислорода в атмосфере и окисление метана. Эти процессы, снижавшие содержание парниковых газов в атмосфере, вели к похолоданию. Если они совпадали с интенсивным опусканием земной коры в мантию в зонах субдукции и со связанным с ней известково-щелочным эксплозивным вулканизмом, то происходило дальнейшее охлаждение Земли в результате дополнительного изъятия углерода из биосферы и захоронения его в мантии. Засорение стратосферы продуктами эксплозивного вулканизма снижало прозрачность атмосферы [19]. В результате наложения этих процессов тепловой баланс биосферы понижался и происходили похолодания и оледенения. На эти главные климатические циклы, обусловленные геодинамическими процессами и характером вулканизма, накладывались упоминавшиеся выше астрономические циклы.
Роль оледенений в биосфере
Климат давно считался одним из двигателей эволюционных процессов. В частности отмечалось, что с термоэрами связан рост биоразнообразия и относительная таксономическая стабильность биоты, а с оледенениями, наоборот, — вымирание и последующее обновление биоты [20]. Однако механизмы такого обновления подробно не рассматривались. Современные данные по оледенениям позволяют сделать некоторые выводы по данной проблеме. Многоступенчатая иерархия ледниковых событий (гляциоэры → гляциопериоды → гляциоэпохи → более короткие осцилляции разной частоты) создавала непрерывный ряд биосферных кризисов. Климатические процессы, отличаясь высокой скоростью и разной частотой, вызывали перестройки разного масштаба во всех подсистемах биосферы (рис. 6).
Рис. 6. Экологические кризисы, вызываемые оледенениями и глобальными похолоданиями, в подсистемах биосферы: гляциосфере, тропосфере (перестройка и усиление циркуляции, сокращение влагопереноса и концентрации СО2 и СН4, рост концентрации О2), биоте (вымирания, стагнация, миграции, усиление изоляции, новации, новые экологические ниши, кризисы), гидросфере (образование психросферы, усиление вентиляции, гляциоэвстазия, увеличение резерва СО2), литосфере (осушение шельфов, контрастная природная зональность, усиление эрозии, гляциоизостазия)
В тропосфере оледенения обусловливали понижение температуры, сокращение влагопереноса, перестройку и усиление систем циркуляции. Во время оледенений снижалась средняя температура Земли (не менее чем на 5°С 5 ).
В гидросфере возникали шельфовые ледники и многолетние ледовые покровы, понижались температура и уровень океана. Это приводило к возникновению психросферы, температурному геохимическому и газовому расслоению водных масс и изменению системы циркуляции в океане. На континентах осушались шельфы и эпиконтинентальные бассейны за пределами зон оледенений, изменялся характер и происходило смещение климатических, биогеографических и почвенных поясов, понижался базис эрозии, усиливался твердый и ослаблялся растворимый сток с суши. В земной коре отмечались неоднократные гляциоэвстатические и изостатические опускания и поднятия.
Экологические и биотические кризисы, связанные со всеми этими перестройками, приводили к вымиранию и миграции организмов. Сохранялось некоторое количество устойчивых к новым условиям видов, а возникновение новых в кризисных условиях замедлялось. Происходила как бы стагнация биоты. В то же время освобождение значительной части старых и возникновение новых экологических ниш вело к диверсификации сохранившихся организмов. Непрерывные и сильные стрессы во время каскада экологических кризисов вызывали в организмах гипермутации [21] и, как следствие, образование новых форм. Отбор из них устойчивых организмов приводил к возникновению бионоваций. Появление новых и диверсификация переживших кризисы форм, в свою очередь, порождали необратимые экологические и более общие биосферные перестройки. Они способствовали эволюционным процессам в биосфере в целом и в биоте в частности. Таким образом, между скоростью абиотических и биотических процессов возникала тесная связь.
С гуронской гляциоэры начались широкое распространение цианофитов и первичная оксигенизация океана и атмосферы [22]. В течение раннего протерозоя и большей части рифея эволюционные процессы происходили главным образом на молекулярном и клеточном уровне. Завершились они в позднем рифее массовой эукариотизацией биоты [23], которая стала предпосылкой для бурных биосферных и биотических событий африканской гляциоэры.
Вследствие многократного повторения оледенений разного масштаба и связанных с ними экологических кризисов африканская гляциоэра характеризовалась целым рядом эволюционных импульсов, которые ускоряли биологическую эволюцию в целом. В то время в результате серии оледенений произошло формирование новой фанерозойской биоты и биосферы Земли. Редкие остатки аннелидоморф и панцирных амеб появились в разрезе верхнерифейских отложений после первых трех неопротерозойских оледенений. В отложениях, покрывающих вендские тиллиты Нантоу (стратиграфический аналог тиллитов Марино), найдены первые макроскопические водоросли, биомаркеры губок и, возможно, эмбрионы многоклеточных животных.
После оледенения Гаскье произошел расцвет вендских многоклеточных организмов: появились крупные акантоморфные акритархи, разнообразные многоклеточные водоросли (вендотениды, эохолинивые и др.), животные эдиакарского типа, а затем билатерии и первые животные с карбонатным (клаудины) и агглютинированным (сабеллитиды) скелетом. Вслед за байконурским оледенением возникло множество разнообразных мелких скелетных организмов — мелкораковинной фауны.
Таким образом, после каждого оледенения африканской гляциоэры отмечается возникновение новых групп организмов, расцвет некоторых ранее существовавших и смена доминантных. В результате этих процессов в конце африканской гляциоэры на Земле сформировалась биосфера фанерозойского типа. Кульминацией ускорения стало необычайно быстрое развитие многоклеточных бесскелетных и скелетных организмов в немакитдалдынском веке венда и в начале кембрия. Неслучайно момент резкого ускорения этих процессов, его экстремум, совпал с завершением последнего события африканской гляциоэры — байконурского гляциопериода [23]. Ускорение эволюции в течение африканской гляциоэры особенно заметно на фоне длительных эволюционных процессов, которые характеризовали Великую ледниковую паузу.
Гондванская гляциоэра сопровождалась массовым завоеванием организмами новых экологических пространств: пелагиали (граптолиты, эндоцератиды, актиноцератоиды, рыбы, ящеры и др.), суши (разнообразные растения, леса, земноводные, пресмыкающиеся) и тропосферы (летающие насекомые). Позднеордовикское массовое вымирание не было внезапной и кратковременной катастрофой, как оно обычно представляется. Его подготовил ряд предшествующих оледенений и биотических событий. Непосредственным толчком к вымиранию послужило Великое хирнантское оледенение.
Главным биотическим событием антарктической гляциоэры стало формирование человечества. Быстрая дивергенция гоминид проходила параллельно с основными оледенениями. Первые представители подотряда человекоподобных появились в олигоцене, а первые три вида из семейства гоминид обнаружены в верхнем миоцене [24], который характеризовался резким похолоданием. В отложениях еще более холодного плиоцена обнаружено уже 13 видов гоминид, в том числе останки австралопитеков. В первой половине плейстоцена (около 2,4–1,9 млн лет назад) появились первые примитивные виды рода Homо (H. habiles и др.) и простейшие орудия труда. Ко второй половине плейстоцена (около 0,6–0,5 млн лет назад) принадлежат останки H. heidelbergensis и следы систематического использования огня [24]. В конце плейстоцена (около 0,2 млн лет назад, непосредственно перед или во время московско-днепровского оледенения) появился вид H. sapiens.
В заключение еще несколько слов о значении оледенений. Они играли большую роль в развитии биосферы и биоты Земли. Гляциоэры были критическими интервалами в истории биосферы, во время которых процессы эволюции ускорялись, и происходило формирование биосфер и биот новых типов. В гуронскую гляциоэру и после особенно широкое распространение получили цианобактерии, и появился первый кислород в атмосфере. Во время африканской гляциоэры сформировалась биосфера и биота фанерозойского типа. В течение гондванской гляциоэры возникла наземная биота. Растения с животными полностью завоевали сушу. Конечно, неслучайно и то, что формирование человечества произошло во время антарктической гляциоэры.
Литература
1. Чумаков Н. М. Оледенения Земли. История, стратиграфическое значение, роль в биосфере. М., 2015.
2. Chumakov N. M. Upper Proterozoic glaciogenic rocks and their stratigraphic significance // Precambrian Research. 1981. V. 15. № 3–4. Р. 373–396.
3. Hambrey M. J., Harland B. W. The Late Proterozoic glacial Era // Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1985. V. 51. № 1–4. P. 255–272.
4. Frakes L. A., Francis J. E., Syktus J. L. Climate modes of the Phanerozoic. Cambridge, 1994.
5. Ghienne J. F. Late Ordovician glacial record: state of the art // Ordovician of the World / Eds. J. C. Gutierrez-Marco, I. Rabano, D. Garcia-Bellido. Madrid, 2011. P. 13–19.
6. Fielding Ch. R., Frank T. D., Isbell J. L. et al. Stratigraphic signature of the Palaeozoic Ice Age in the Parmeener Supergroup of the Tasmania, SE Australia, and inter-regional comparisons // Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol. 2010. V. 298. P. 70–90.
7. Чумаков Н. М. Климатическая зональность и климат мелового периода // Климат в эпохи крупных биосферных перестроек. М., 2004. С. 105–123.
8. Frakes L. A., Alley N. F., Deynoux M. Early Cretaceous Ice Rafting and Climate Zonation in Australia // Internat. Geol. Rev. 1995. V. 37. P. 567–583.
9. Price G. D. The evidence and implications of polar ice during Mesozoic // Earth Sci. Rev. 1999. V. 48. P. 183–210.
10. Falcon-Lang H. J., Cantrill D. J., Nichols G. J. et al. Biodiversity an d terrestrial ecology of a mid-Cretaceous, high-latitude floodplain Alexander Island, Antarctica // J. Geol. Soc. 2001. V. 158. P. 709–724.
11. Donnadieu Y., Dromat J., Godderis Y. et al. A mechanism for brief glacial episodes in the Mesozoic greenhouse // Paleoceanography. 2011. V. 26. № 3. P. 1–10.
12. Ouaternary glaciations — extent and chronology / Eds. J. Ehlers, P. L. Gibbard. Amsterdam, 2004.
13. Левитан М. А., Лейченков Г. Г. История кайнозойского оледенения Антарктиды и седиментации в Южном океане // Литология и полез. ископаемые. 2014. № 2. С. 115–136.
14. Grossman E. L. Oxygen isotope stratigraphy // The geologic time scale 2012 / Eds. F. Gradstein, J. G. Ogg, M. Schmitz, G. Ogg. Amsterdam, 2012. P. 181–206.
15. De Boer B., Van de Wal R. S. W., Bintanja R. et al. Cenozoic globalice volume and temperature simulation with 1-D ice-sheet models forced by benthic δ 18 O records // Annals of glaciology. 2010. V. 51. № 55. P. 23–33.
16. Naish T., Powell R., Levy R. et al. Obliquity-paced Pliocene West Antarctic ice-sheet oscillations // Nature. 2009. V. 458. P. 322–329.
17. Величко А. А., Морозова Т. Д., Писарева В. В., Фаустова М. А. Хроностратиграфические подразделения четвертичной системы по материалам исследований ледниковых и перегляциальных областей Восточно-Европейской равнины // Общая стратиграфическая шкала России: состояние и перспективы обустройства / Ред. М. А. Федонкин. М., 2013. С. 379–381.
18. Чумаков Н. М. Общая направленность климатических изменений на Земле за последние 3 млрд лет // Докл. АН. 2001. Т. 381. № 5. С. 652–655.
19. Добрецов Н. Л., Чумаков Н. М. Глобальные периодичности в эволюции литосферы и биосферы // Глобальные изменения природной среды. Новосибирск, 2000. С. 11–26.
20. Erwin D. H. Climate as a driver of evolutionary change // Current Biology. 2009. V. 19. P. 575–583.
21. Колчанов Н. А., Суслов В. В. Кодирование и эволюция сложности биологической организации // Эволюция биосферы и биоразнообразия. М., 2006. С. 60–96.
22. Reading the archive of Earth’s oxygenation / Eds. V. A. Melezhik, A. R. Prave, E. J. Hanski et al. Berlin, 2013. V. 1–3.
23. Fedonkin M. A. Eukaryotisation of the Early Biosphere: a biogeochemical aspect // Geochem. Int. 2009. V. 47. P. 1265–1333.
24. Catt J. A., Maslin M. A. Human time scale // The geologic time scale 2012 / Eds. F. Gradstein, J. G. Ogg, M. Schmitz, G. Ogg. Amsterdam, 2012. P. 1011–1032.
1 Вслед за В. И. Вернадским в русской литературе под биосферой понимают всю область обитания жизни на Земле, а именно: топосферу, биоту, гидросферу и верхнюю часть литосферы. За рубежом (а иногда и в нашей литературе) биосферу именуют биогеосистемой, а биосферой называют биоту.
2 Термины ледниковые и парниковые циклы предложены Г. Фишером (1981). В действительности это не климатические понятия, а тектонические: они соответствуют циклам Вильсона. Поэтому безледниковый триас на схеме Фишера попал в ледниковый цикл, а раннепалеозойский ледниковый период — в парниковый.
3 Здесь и далее приводимые датировки получены радиоизотопными методами. Авторы датировок и источники геологических данных указаны в монографии автора этой статьи [1].
4 Мегаконтинент Гондвана с конца докембрия до начала мезозоя объединял Африку, Южную Америку, Индию, Австралию и Антарктиду.
5 Напомним, что ожидаемое в несколько раз меньшее повышение средней температуры Земли рассматривается как серьезная катастрофа для человечества.
