ПРЕДИСЛОВИЕ

Сведения по истории Земли служат одной из основ нашего мировоззрения, входят в число главных доказательств материальности мира, объективности (независимости от нашего сознания) законов его развития и познаваемости этих законов. Поэтому сумму накопленных наукой знаний по истории Земли желательно сделать общедоступной.

Эту цель и преследует настоящая книга. Автор хотел бы адресовать ее широкому кругу читателей ——прежде всего школьным учителям, а также лицам со средним образованием, интересующимся наукой и проблемами мировоззрения, и даже школьникам старших классов, поэтому в книге используются без дополнительных объяснений, как правило, только сведения, сообщаемые в школах.

Лиц, пе являющихся профессиональными научными работниками, должно восхищать то множество знаний, которые удалось добыть. Профессионалы, наоборот, понимают, сколь велика еще мера нашего незнания, и не удивительно, что в таком трудном деле, как расшифровка событий истории Земли, у специалистов имеются различные мнения по ряду вопросов. Обсуждать разноречивые мнения должны, конечно, сами специалисты, и вряд ли стоило бы рассказывать обо всех имеющихся разногласиях в данной книге. Поэтому автор решил ограничиться предупреждением читателей о наличии дискуссий лишь здесь, в предисловии, а далее в книге исходить из того, что в дискуссиях должны побеждать взгляды, которые складываются в достаточно широкую систему, охватывающую все основные стороны проблемы; с такими системами взглядов и следует знакомить широкого читателя. По мнению автора, подобной системой взглядов в области истории Земли в последние годы стала концепция движения континентов ——мобилизм； она здесь и принята за основу излажения.

История Земли поражает воображение грандиозностью своих масштабов. Если возраст письменных источников сведений по истории человечества оценивается несколькими тысячелетиями, а остатков материальной культуры древних людей ——десятками тысячелетий, то геологическая история оперирует сотнями миллионов и даже миллиардами лет; возраст нашей планеты оценивается 6 4,6 млрд, лет.

Грандиозны явления, происходившие на поверхности Земли в течение ее геологической истории: движения, столкновения и расколы континентов, радикальные изменения распределения суши и моря, глобальные перемещения полюсов, образование гигантских горных систем и их постепенное разрушение под действием воды и ветра, развитие и исчезновение огромных материковых оледенений, возникновение жизни и ее эволюция от микроскопических водорослей до современных 150-тонных синих китов ——крупнейших из существ, когда-либо живших на Земле.

Колоссальный труд геологов, палеонтологов и специалистов по изотопному анализу минералов позволил выявить и датировать основные этапы эволюции нашей планеты. Поразительно, как далеко в прошлое сумел проникнуть пытливый ум человека! Расшифровка истории Земли ——это одно из самых ярких подтверждений материалистического тезиса о познаваемости мира.

Классическая историческая геология располагала материалами только о континентальной земной коре и поневоле была вынуждена рассматривать океаны с точки врения происходивших геологических событий лишь как «пустые места» между континентами; при этом предполагалось, что последние неизменно занимали одни и те же фиксированные места на земном шаре — фиксизм.

Последние десятилетия внесли чрезвычайно большой вклад в расшифровку основных этапов истории Земли. Были разработаны надежные методы оценки абсолютного возраста горных пород (с помощью изотопного анализа содержащихся в них минералов); их широкое примепение, в том числе к обнаруженным во многих местах земного шара древним породам, позволило создать абсолютную геохронологию, простирающуюся в прошлое по меньшей мере на 3,5 млрд. лет.

Были найдены и датированы многочисленные следы гевиих бесскелетвых живых существ; теперь каждый

образованный человек должен знать, что возраст документированных следов жизни на Земле свыше 3 млрд, лет.

Начатое в 1968 г. глубинное бурение дна океана позволило получить образцы океанских осадочных пород с возрастом до 160 млн. лет. Имеющаяся на дне океана глобальная система срединно-океанских хребтов оказывается осью растяжения океанского дна, дающего начало всем глобальным движениям земной коры, включая движения континентов. Таким образом, у нас на глазах геология из континентальной превращается в глобальную.

Научным работам свойственно наличие специальной терминологии. Термины, действительно необходимые^ отражают новые попятия, создание которых является одним из главных элементов научного творчества. Чтобы познакомить читателей не только с существом, но и с формой научного мышления в области истории Земли, в тексте книги используется немало научных терминов, которые при их первом употреблении выделяются курсивом и сопровождаются пояснениями.

Глава 1

СОВРЕМЕННАЯ ЗЕМЛЯ

Форма, размеры, масса, моменты шшрцив, поле силы тяжести, магнитное поле, геотермический поток теп^ ла. Сейсмическое зондирование. Оболочки Земли: атмосфера, гидросфера, земная кора (континентальная и океаническая), маития (верхняя, включая литосферу и астеносферу, и шпкняя), ядро (жидкое внешнее и твердое внутреннее)

Главное в истории планеты в целом — это эволюция ее внутренней структуры. Под структурой мы понимаем изменения с глубиной химического состава планетного вещества, его фазового состояния (газообразного, жидкого или твердого, в последнем случае ——вида кристаллической решетки) и физических характеристик, прежде всего давления, температуры и плотности, а затем также упругости, вязкости, электропроводности и т. п.

Чтобы разобраться в том, как изменялась в течение истории Земли ее внутренняя структура, удобнее всего начать с менее трудной задачи — выяснения внутренней структуры Земли в современную эпоху. По и эта задача оказывается трудной, так как прямые наблюдения п измерения мы можем проводить только па поверхности Земли, в атмосфере (теперь и в космосе), гидросфере и на небольших, всего до нескольких километров, глубинах в шахтах и скважинах в земной коре; о более глубоких слоях Земли приходится судить лишь по косвенным данным.

С помощью астрономических наблюдении, а также измерений па поверхности Земли и в космосе удалось определить форму и размеры Земли, ее массу и момент инерции, гравитационное и магнитное поля, тепловой поток из ее педр, химический состав и физические свойства в самых верхних ее слоях. Представим себе условную поверхность, наиболее близкую к не возмущенной ветрами и течениями поверхности Мирового океана.

Эта поверхность, называемая геоидом^ очень близка к эллипсоиду вращения с экваториальным радиусом гэ= =6378,16 км и полярным радиусом гп=6356,78 км, а потому со средним радиусом г*6371 км (радиус равновеликой

сферы) и сосферы) и сосжатием е =сжатием е =298,258298,258• Отклонения• Отклонения

сферы) и со

сферы) и со

сжатием е =

сжатием е =

298,258

298,258

• Отклонения

• Отклонения

геоида от этого референц-эллипсоида нигде не превосходят 100 м. Карта отклонений, приведенная на рис. 1, показывает, что геоид выше референц-эллипсоида в западной части Тихого, южной части Индийского и в северной части Атлантического океана и ниже референц-эллипсоида в Азии, Северной Америке и в тихоокеанском секторе Ан

тарктиды.

Масса Земли (М) равна 5,98-109 триллионов т, средняя цасса 1 см3 вещества Земли оказывается равной 5,52 г. Поскольку измеряемая прямыми методами плотность горных пород вдвое меньше (средняя плотность земной коры принимается равной 2,8 г/см3), ясно, что вещество в глубоких недрах Земли должно иметь плотность заметно больше указанной средней цифры.

Момент инерции Земли составляет треть (точнее, 0,3308) от произведения ее массы на квадрат ее среднего радиуса. Точнее, момент инерции С относительно оси вращения вследствие сплюснутости Земли вдоль этой оси имеет немного большее значение, чем момент инерции Л относительно какой-либо из экваториальных осей:

0,003273.

Ускорение силы тяжести на поверхности Земли удобно определять, приняв за единицу измерения 1 см/с2, такая единица в честь Галилея носит название《гал». Существующие измерительные приборы — гравиметры — вполне допускают измерепия с точностью в 0,001 гал (миллигал). Ускорение силы тяжести на экваторе в среднем равно g3=978,049 гал; в пего уже включено (со знаком минус) центробежное ускорение, создаваемое вращением Земли, которое равно 3,392 гал. На полюсах центробежное ускорение отсутствует, и полное ускорение силы тяжести gu

оказывается больше, чем на экваторе: —Q •

Отклонения ускорения силы тяжести в различных точках поверхности Земли от их стандартных значений на поверхности референц-эллипсоида называются гравитационными аномалиями; они нередко составляют десятки и даже сотни миллигал.

Наблюдения над стрелками компасов показывают, что Земля обладает магнитным полем. Единицей измерения

so^sooaa^^nl^su^u^^a Ген■-~~'=03JF0°工 g В1лвй".0"dso^sooaa^^nl^su^u^^a Ген■-~~'=03JF0°工 g В1лвй".0"d

so^sooaa^^nl^su^u^^a Ген■-~~'=03JF0°工 g В1лвй".0"d

so^sooaa^^nl^su^u^^a Ген■-~~'=03JF0°工 g В1лвй".0"d

Рис. 2. Карта изолиний величины индукции геомагнитного поля (ГС) на £945 г.

магнитной индукции служит гаусс; существующие прибо* ры для измерения индукции геомагнитного поля ——магнитометры —обеспечивают точность в 0,00001 Гс (1 гамма). Измерения показали, что Земля является магнитом с южным полюсом (к которому притягивается северный конец стрелки компаса) около Гренландии (73° с. ш., 100° з. д.) и северным полюсом в австралийском секторе Антарктики (68° ю. ш., 143° в. д.), причем величина индукции геомагнитного поля максимальна у магнитных полюсов (она равна 0,7 Гс у антарктического и 0,6 Гс у гренландского полюсов) и минимальна вдоль магнитного экватора (где она меняется от 0,25 Гс у восточных берегов Южной Америки до 0,42 Гс в Индонезии; рис. 2).

Измерения в скважинах и шахтах на разных глубинах в континентальной земной коре показывают, что температура растет с глубиной со скоростью порядка 30 град/км; это так называемый геотермический градиент температуры. Умножив эту величину на коэффициент тенлопровод- ности горных пород (порядка 0,005 кал/см*страд.), получим геотермический поток тепла. Измерения на суше дают для него значения (1,2-5-1,6) -10"в кал/см2-с. Аналогичные биачеиия, хотя и с гораздо большим разбросом, получаются

и при измерениях в породах океанского дна (где разности температур на глубинах в десятки сантиметров под поверхностью дна измеряются при помощи так называемых термоградиентометров) .Обычно за среднюю величину геотермического потока тепла принимают 1,5-10-в кал/см2*с; для Земли в целом это дает ежегодную теплопотерю порядка 1028 эрг.

Наименьшие значения геотермического потока тепла (0,9-10-6) наблюдаются в самых древних областях континентов; в областях современного вулканизма (исключая вулканические очаги) он вырастает до 2,2 • 10-в, а наибольших значений, до 8-10-6, достигает около осей срединноокеанских хребтов.

Одпако для определения внутренней структуры Земли перечисленных данных недостаточно, нужны еще дополнительные данные. Их получают главным образом методом сейсмического зондирования земных недр. Кроме того, используются электромагнитное зондирование и паблюде- пия приливов п собственных колебаний в твердой Земле.

Сейсмическое зондирование проводится для измерения характеристик упругости вещества в недрах Земли. Речь идет о двух характеристиках. Во-первых, все реальные тела при увеличении давления сжимаются и по закону Гука относительное уменьшение их объема при сжатии пропорционально приращению давления; коэффициент пропорциональности, называемый модулем сжатия (К),——это первая из интересующих нас характеристик. Во-вторых, твердые тела под действием касательного напряжения на их поверхности испытывают деформацию сдвига, по закону Гука пропорциональную напряжению; коэффициент пропорциональности, называемый модулем сдвига, или жесткостью (ц),——вторая характеристика упругости тела (у жидких или газообразных тел она равна нулю).

Если удается измерить модуль сжатия вещества на разных глубинах в недрах Земли, то распределение плотности и давления по глубине можно рассчитать, допуская, что давление па данной глубине равно весу вышележащего вещества (и в первом приближении пренебрегая малыми поправками на температурное расширение вещества).

Измерению поддаются не сами модули К и р, в недрах Земли, а выражающиеся через них скорости ср= у— +y^-J 迈 с$=|力丿 продольных (Р) и поперечных (5) упругих волн, распространяющихся в недрах Зем-

ли от очагов землетрясений нни скльных взрывов (здесь р — плотность вещества). Волны Р ——это волны сжатия и разрежения (часто называемые звуковыми), в которых частицы среды колеблются вдоль направления движения волны; они способны распространяться и в твердых, и в жидких, и в газообразных средах. Болны S, в которых частицы среды колеблются поперек направления движения волны, могут распространяться только в твердых телах.

Непосредственно измеряются пе скорости упругих волн Ср и cs, а время их распространения от породивших их очагов до мест расположения сейсмографов, записывающих эти волны. При этом моменты времени и очаги землетрясений заранее неизвестны и должны быть рассчитаны задним числом по записям нескольких сейсмографов, расположенных в разных местах (в частности, это всегда относится к глубине очагов). Расчет скоростей сР и са па разных глубинах по координатам очагов и времени распространения упругих волн — трудная задача, решаемая лишь с некоторой степенью неопределенности. Несмотря па все эти осложнения, сейсмологией накоплено большое количество данных, позволяющих сформулировать основные представления о внутренней структуре современной Земли.

Согласно геофизическим данным, современная Земля состоит из следующих разнородных слоев (оболочек).

Атмосфера — внешняя газовая оболочка, ограниченная снизу твердой или жидкой подстилающей поверхностью.

Гидросфера (в основном Мировой океан)——водпая оболочка, частично покрывающая твердую Землю.

Земная кора (слой Л) средней толщиной 33 ем.

Мантия с нижней границей на глубине 2920 км, распадающаяся на верхнюю (слой В с цижней границей на глубине 410 км), среднюю (слой С с глубинами залегания 410—1000 км) и нижнюю (слой D с глубинами 1000— 2920 км, распадающийся па собственно нижнюю мантию /У с глубинами 1000—2700 км и переходный слой между мантией и ядром D/r на глубинах 2700—2920 км). В слое В на глубинах около 100——300 км выделяется слой с пониженными ЖеСТКОСТЬЮ, СКОРОСТЯМИ Ср н с§ и вязкостью, называемый астеносферой] вышележащая часть слоя В вместе с земной корой называется литосферой,

Ядро^ распадающееся на внешний жидкий слой Е на глубинах 2920—4980 км, переходный слой F между внеш-

ним и внутренним слоями (4980—5120 км) и вмугренний твердый слой G (5120—6371 км).

Охарактеризуем каждый из этих слоев в отдельности.

Атмосфера. С точки зрения теории климата она характеризуется главным образом массой и химическим составом. В настоящее время земная атмосфера содержит 5,3-103 триллионов т воздуха — около одной миллионной доли массы всей Земли. Давление воздуха на уровне моря в среднем равно 1,013 кг/см2, а плотность 1,3-10-3 г/см*. С высотой плотность воздуха быстро убывает, так что три четверти массы атмосферы находятся ниже 10 км, 90% — ниже 15 км, 99% — ниже 30 км, 99,9% — ниже 50 км.

Сухой воздух состоит из 78,08% азота, 20,95% кислорода, 0,93% аргона, около 0,03% углекислого газа и малых количеств благородных газов и водорода; Важную роль в формировании погоды и климата играют так назы- вземые термодинамически активные прцмеси (ТАП)—— переменные составные части атмосферы, способные влиять на состояние воздуха и распределение по атмосфере притоков тепла.

Важнейшей ТАП в атмосфере Земли является вода, содержание которой, главным образом в виде водяного пара, в среднем равно 12,4 триллиона т (что эквивалентно слою осажденной воды в 24 мм, так что при средаем годовом количестве испарения и осадков в 780 мм водяной пар в атмосфере обновляется 32 раза в год, или каждые 11 дней). Водяной пар способен конденсироваться или сублимироваться на имеющихся в атмосфере частицах, образуя облака и туманы (с выделением больших количеств скрытого тепла). Насыщающая концентрация пара растет с температурой и обратно пропорциональна давлению; при нормальном давлении на уровне моря она меняется от 0,0236% при —30° С до 0,611% при 0° С и 4,24% при 30° С.

Водяной пар и особенно облачность резко влияют на потоки коротковолнового и длинноволнового излучения в атмосфере, внося, в частности, большой вклад в парниковый эффект, т. е. в способность атмосферы пропускать солнечную радиацию до подстилающей поверхности, но поглощать собственное тепловое излучение подстилающей поверхности и нижележащих атмосферных слоев (благодаря этому эффекту температура в атмосфере растет с глубиной и ее нижние слои оказываются теплыми).'

Наконец, облака способны к неустойчивости со слипанием облачных частиц и выпадением осадков (эти процессы происходят быстрее, чем испарение влаги с подстилающей поверхности, вследствие чего атмосфера в целом далека от насыщения водяным паром, несмотря на то, что две тре血 ее нижней границы образованы поверхностью воды). Водяные облака и осадки являются специфической особенностью погоды на Земле.

Другими ТАП в атмосфере являются углекислый газ (вносящий вклад в парниковый эффект), озон и взвешенные частицы (аэрозоль). Озон в атмосфере содержится в переменном количестве, порядка одной миллионной доли, в основном на высотах 10—30 км, где он образуется из молекулярного кислорода в результате фотохимических процессов под действием ультрафиолетовой радиации Солнца. Почти вся ультрафиолетовая радиация, губительная для живых организмов, при этом поглощается, так что озон обеспечивает существование жизни на cyme. Аэрозоль может рассеивать солнечную радиацию, уменьшая прямую радиацию на подстилающей поверхности, но зато увеличивая рассеянную и, по-видимому, мало меняя их сумму. Однако он может и поглощать солнечную радиацию и, переизлучая инфракрасную, увеличить парниковый эффект. Эти процессы изучены еще недостаточно.

Средняя температура воздуха у земной поверхности в наше время равна 15° С. В нижних 10 км атмосферы она уменьшается с высотой на 6,5° С за каждый километр, выше (в стратосфере) остается приблизительно постоянной, около —50° С, а еще выше, где атмосфера становится чрезвычайно разреженной, температура растет. До 105— 120 км благодаря перемешиванию атмосфера однородна по составу, а выше становится заметным разделение газов —— тяжелые остаются внизу, а легкие поднимаются взерх. Выше 600 км возможна утечка газов в космическое пространство. Она возрастает с увеличением температуры и с уменьшением веса молекул. Согласно теоретическим оценкам при температуре 2000° С время полной утечки водорода составляет 1800 лет, а гелия ——24 млн. лет. Температуры такого порядка на высотах в несколько сот километров в атмосфере, по-видимому, возможны, и этим может объясняться почти полное отсутствие водорода и гелия в атмосфере Земли.

Гидросфера. Ее масса (1,46X10®триллионов тжидкой воды и льда) в 275 раз больше массы атмосферы, но со-

Рис. 3. Гипсографическая кривая поверхности земной коры (по Г. Дитриху)

ставляет лишь одну четырехтысячную долю массы всей Земли. Около 94% массы гидросферы составляют соленые воды Мирового океана, из оставшихся 6% гидросферы три четверти приходятся на подземные воды и четверть ——па ледники Антарктиды и Гренландии (их растопление повысило бы уровень Мирового океана на 80 м); яа остальные ледники и озера приходится очень малая доля массы гидросферы.

Рассмотрим главную часть гидросферы — Мировой океан. Он покрывает 70,8% поверхности земного шара и имеет среднюю глубину 3880 м. Окаймляющая континенты мелководная зона океанов с глубинами до 200 м (материковая отмель, или шельф)., как правило, узка — она занимает только 7,6% площади Мирового окоана. Далее идет довольно крутой материковый склон с глубинами 200—3000 м (15,2% площади океана). Ложе океана с глубинами > 3 км занимает 77,1% площади океана; половина ложа имеет глубины 4—5 км, а глубины >6 км (глубоководные желоба) составляют <1% площади океана. Доли площади, приходящиеся па разные глубины и высоты, на- ©тся гипсографической кривой поверхности твердой Зем-

ли (рис. 3), Наибольшая глубина Мирового океана обнаружена экспедицией Института океанологии АН СССР на научно-исследовательском судне《Витязь». Она находится в Марианском желобе и равняется 11023 м.

Мировой океан несколько условно делят на четыре части: Тихий океан (52,8% массы и 49,8% площади Мирового океапа, средняя глубина 4028 м), Атлантический океан (24,7% массы и 25,9% площади, средняя глубина 3627 м), Индийский океап (21,3% массы и 20,7% площади, средняя глубипа 3897 м) и Северный Ледовитый океан (1,2% массы и 3,6% площади, средняя глубина 1296 м). Здесь к океанам отнесены соответствующие секторы Антарктики, а также прибрежные моря, составляющие в сумме 3% массы и 10% площади Мирового океана; Средиземное, Черное и Каспийское моря условно отнесены к Атлантическому океану.

С гидродипамической точки зрения целесообразно дальнейшее деление океанов на котловины^ разделяемые подводными хребтами, прежде всего так называемыми срединно-океанскими хребтами, показанными на рис. 4, которые образуют непрерывную глобальную цепь длиной около 60 тыс. км и занимают около трети площади океанов. Эти хребты возвышаются над дном котловпп па 3— 4 км и нарушают непрерывность глубинной циркуляции океанских вод.

В водах океана растворено в среднем 3,472% солей. Поскольку в растворе они распадаются на положительные и отрицательные ионы (называемые соответственно катионами, и анионами, так как при опускании в воду электродов положительные иопы будут двигаться к катоду, а отрицательные к аноду), поэтому лучше указывать не солевой, а ионпый состав морской воды. Главными катионами в ней являются Na+ (1,076%), Mg2+ (0,13%), Са2+ (0,041%), К+ (0,039%) и Sr2+ (0,001%), а главными анионами - С1~ (1,935%), SO?" (0,27%), НСОГ (0,014%), Вг~ (0,007%) и СОз2- (в среднем 0,007%). Катионов немного больше, так что морская вода имеет слабощелочную реакцию. Ее принято характеризовать водородным показателем pH — взятым с обратным знаком десятичным логарифмом концентрации ионов водорода (Н +) в грамм-ионах на литр; для кислого раствора рН<7, нейтрального рН=7 и щелочного рН>7. В морской воде pH обычно изменяется в пределах 7,5——8,5.

В морской воде растворен также ряд газов* причем бо-

Рнс. 4. Главные тектонические структуры современной ЗемлиРнс. 4. Главные тектонические структуры современной Земли■"昌黑富日■"昌黑富日

Рнс. 4. Главные тектонические структуры современной Земли

Рнс. 4. Главные тектонические структуры современной Земли

■"昌黑富日

■"昌黑富日

Материки:7 —

платформы; 2 一 I щиты; 3 —- древние ядра илат- 2 форм; 4 - - первичные ДУГИ 3 (пояса Альпийского орогенеза, 4 зоны сжатия);

5 — офиолитовые

$ зоны. Океаны： 6 — контуры сре- 6 динно-океанских хребтов; 7 一

рифтовые долины (зоны рас-

тяжения); 6 — поперечные раз- 9 ломы; 9 — глубоководные и:е-

jree пресные и более холодные воды поглощают больше газов. В верхнем слое океана при равновесии с атмосферой в 1 л воды содержится в среднем 50 мл СО2, 13 мл N* 2——8 мл О2, 0,32 мл Аг и малые количества других благородных газов. Всего в океане при равновесии с атмосферой растворено 140 триллионов т СО2 ——почти в 60 раз больше его содержания в атмосфере (равного 2,6 триллионов т), а растворенного кислорода — лишь 8 триллионов т — в 130 раз меньше его содержания в атмосфере.

Содерясание растворенной углекислоты ——это главный фактор, определяющий pH морской воды. В океане оно поддерживается около одного и того же уровня благодаря равновесию между нерастворимым карбонатом кальция СаСОз и растворимым бикарбонатом Са(НСО3)2； при недостатке СО2 «лишний» бикарбонат превращается в карбонат и выпадает в осадок, а при избытке СО2 карбонат превращается в бикарбонат и растворяется. Второй из этих процессов всегда идет в холодных водах океана па глубине в среднем >4 км — на таких глубинах на дне не может образовываться карбонатных оседков. Первый же процесс, происходящий, например, в самых верхних слоях океана при поглощении СО2 фотосинтезирующими зелеными водорослями, приводит к образованию на глубинах <4 км карбояатных осадков, т. е. к «захоронению» углерода в настоящее врем百 со скоростью около 250 млн. т в год (по А. П. Виноградову). Йолное количество «захороненного» таким путем углерода оценивается в 5 104 триллионов т. .

Земная кора. Это верхний слой твердой Земли, отделенный от нижележащих слоев так называемой поверхностью Мохоровичича^ при переходе через Которую сверху вниз меняется химический состав вещества и -происходит скачкообразное увеличение скаростй распространения упругих волн (волн Р — от 6,8—7,3 в некоторых регионах ——от 7,4—7,7 до 8,1——8,4 км/с, а волн S —— от 3,7—4,1 до 4,4—4,7 км/с). 「

Если принять среднюю мощность коры равной 33 км, а среднюю плотность вещества в ней ——2,8 т/см* то масса коры получится равной 4,7 107 триллионов т (около 0,8% массы всей Земли).

Породы земной коры по своему происхождению делятся на три следующих типа:

изверженные^ образовавпшеся в результате застывания расплавленной магмы;

осадочные^ возникшие путем осаждения на дно водных бассейнов частиц пород, разрушенных действием ветра, воды и других агентов и перенесенных в водные бассейны реками или ветрами, а также растворенных веществ и остатков организмов;

метаморфические^ сформировавшиеся из изверженных и осадочных пород в результате их сильного изменения и перекристаллизации (с возможным притоком или оттоком только углекислоты и воды), главным образом под действием высокой температуры и большого давления в глубоких слоях земной коры.

Изверженные породы классифицируются по количеству содержащегося в них кремнезема, т. е. двуокиси кремния SiO2. При наличии нс более 45% SiO2 породы называются ультраосновными, или гипербазитами. Главные минералы в них — оливины и пироксены. Наиболее чистой оливиповой породой является дунит, мепее чистые разновидности называются перидотитом.

Породы, содер/кащие 45——55% SiO2» именуются ос^ ионными. Это мелкозернистые базальты и крупнозеряи^ стыс габбро и эклогиты. Главные минералы ——кальциевый полевой шпат плагиоклаз ——анортит и пироксены.

При 55—65% SiO2 породы называются промежуточными. Это мелкозернистые андезиты и трахиты и круппозернистые диориты, гранодиориты, сиениты и гнейсы. Главные минералы —— натриевый и калиевый полевые шпаты плагиоклаз-альбит и ортоклаз.

Наконец, при содержании более 65% SiO2 породы называются кислыми. Это мелкозернистые риолиты и крупнозернистые граниты и гпейсьг. Главные минералы —— ортоклаз и кварц.

Осадочные породы — это конгломераты, песчаники, слапцы и осадки; последние включают глины, известняки (содержащие главным образом углекислый ка;н>ций), доломиты, гипсы, ангидриты, соли.

Кора состоит из легкоплавких силикатов с преобладанием алюминиевых — сиалъ. Концентрации основных химических элементов в земной коре, по A. IL Виноградову, показаны на рис. 5. Больше всего в коре кислорода (49,13%), кремния (26%) и алюминия (7,45%). Наиболее распространенный элемент — кислород ~ содер* жится в коре, конечно, не в свободном виде, а в форме окис- лов： в коре в среднем 58% Si6z, 15% А12О3, 8% FeO и Fe2O3, 6% СаО, по 4% MgO и NaQ 2庁％ К2О 理工・ д. Cne-* 18

US

zfou£MD*£3^ ^ ^zfou£MD*£3^ ^ ^—г—г75% %^ =$ 舌*d名 QQ75% %^ =$ 舌*d名 QQdn3击》^9^窓曰箜0 这专*^E^mq «QU-ai^gg^^Si^ 墨к密^1与巴dn3击》^9^窓曰箜0 这专*^E^mq «QU-ai^gg^^Si^ 墨к密^1与巴Рис. 5. Химический состав вемяой коры (по А. П. Виноградову)Рис. 5. Химический состав вемяой коры (по А. П. Виноградову)

zfou£MD*£3

^ ^ ^

zfou£MD*£3

^ ^ ^

—г

—г

75% %

^ =$ 舌*d名 QQ

75% %

^ =$ 舌*d名 QQ

dn3击》^9^窓曰箜0 这专*^E^mq «QU-ai^gg^^Si^ 墨к密^1与巴

dn3击》^9^窓曰箜0 这专*^E^mq «QU-ai^gg^^Si^ 墨к密^1与巴

Рис. 5. Химический состав вемяой коры (по А. П. Виноградову)

Рис. 5. Химический состав вемяой коры (по А. П. Виноградову)

циальво следует подчеркнуть содержание главных долгоживущих радиоактивных изотопов урана (238U и 235U), тория (232Th) и калия ("К). Их концентрации в разных породах коры различны, но отношения (Th/U~4 и K/U~10-4) приблизительно постоянны； больше всего их в гранитах (концентрация урана достигает 4,75* 10-6), вдвое меньше в осадочных породах (2,5 -10"6), еще меньше в базальтах (6-Ю-7) и меньше всего в перидотитах (1,6-10~8) и дунитах (1 ЛО*9).

Рие. 6. Экваториальный разрез аемиой коры (по Р. М. ДемепицкоЙ) 1 — осадки; 2 — граниты; 3 — базальты; 4 ——мантияРие. 6. Экваториальный разрез аемиой коры (по Р. М. ДемепицкоЙ) 1 — осадки; 2 — граниты; 3 — базальты; 4 ——мантия

Рие. 6. Экваториальный разрез аемиой коры (по Р. М. ДемепицкоЙ) 1 — осадки; 2 — граниты; 3 — базальты; 4 ——мантия

Рие. 6. Экваториальный разрез аемиой коры (по Р. М. ДемепицкоЙ) 1 — осадки; 2 — граниты; 3 — базальты; 4 ——мантия

Приводившиеся цифры относились к земной коре в целом. Однако континентальная кора резко отличается от океанской — ее мощность значительно больше (25——75 км против 6——8 км); она содержит так называемый гранитно-метаморфический слой, отсутствующий в океанской коре; отличается и по некоторым формам рельефа. Общее представление о структуре земной коры дает ее экваториальный разрез, приводимый на рис. 6.

Опишем типичный разрез континентальной коры. Ее верхний слой средней мощностью 3 км образуют осадоч- пые породы плотностью 2,5 г/см3, в которых скорость распространения волн Р растет с глубиной от 2 до 5 км/с. Далее идет.гранитно-метаморфический слой средней мощностью 17 км с плотностями 2,6—2,8 г/см3 и скоростями Ср=5,5+6,5 км/с (по некоторым данным, он отделяется от нижележащего слоя заметной границей, которую называют поверхностью Конрада); в этом слое сосредоточена основная радиоактивность земной коры. Наконец, ииже находится так называемый базальтовый слой средней мощностью 15 км с плотностью 2,9——3,3 г/см3 и скоростями Ср=6,4—7,3 км/с.

Совсем иначе выглядит типичный разрез океанской коры. Под слоем рыхлых осадков средней мощностью 0,7 км со скоростями сР=1,5—1,8 км/с в ней выделяю! так называемый второй слой сродней мощностью 1,7 км со скоростями Ср=2,1—5,5 км/с — по-видимому, преиму-

щественно базальты. Ниже находится третий слой средней мощностью около 5 км со скоростями сР^6,7 км/с, состоящий, вероятно, в основном из серпентинитов, образующихся при гидратации (реакции с водой) горячих мантийных гипербазитов. -

Отметим два типа форм рельефа, специфических для поверхности океанской коры. Это, во-первых, уже упоминавшиеся срединно-океанские хребты (рис. 4 свидетель- ствует^ что они являются срединными в Атлантическом и Индийском океанах, в Тихом же океане соответствующий хребет проходит по южной и восточной периферии). Эти хребты сложены базальтами, на их осях имеются рифтовые долины — провалы с крутыми стенками, на дне которых поверхность Мохоровичича, выклинивающаяся к осям хребтов, выходит на поверхность дна. В отличие от горных хребтов геосинклинальных подвижных поясов суши, являющихся зонами бокового сжатия земной коры, срединно-океанские хребты являются зонами ее растяжения. Во-вторых, для океанов специфичны узкие глубоководные желоба, также показанные на рис. 4. Их ширина исчисляется всего десятками километров» а длина ——сотнями и даже тысячами километров. Глуби、 ны желобов 9—11 км являются наибольшими в Мировом океане. Располагаются они на перифериях океанов, в ряде случаев окаймляя с океанской стороны островные дуги. Таковы, например, Курило-Камчатский и Алеутский желоба. Перуано-Чилийский желоб, наоборот, окаймляет непосредственно континент. Над континентальными склонами желобов наблюдаются отрицательные гравитационные аномалии порядка 100——200 мгал; с обеих сторон от них, особенно с континентальной стороны, протягиваются полосы более слабых положительных аномалий.

Литосфера и астеносфера (верхняя мантия). По имеющимся данным, на глубинах 60—250 км базальты могут быть расплавленными. Этот близкий к плавлению или даже содержащий расплавы легкоплавких пород в твердом скелете тугоплавких пород ослабленный (т. е. обладающий пониженной прочностью) слой называется астеносферой. Ее существование было обнаружено Б, Гутенбергом по уменьшению в ней скоростей распространения упругих волн. Под континентами она занимает глубины в среднем 120——250 км, под океанами —60—400 км, а и® осями срединно-океанских хреб-

тов подходит к поверхности дна. Вязкость веществ в астеносфере в сотни или даже тысячи раз меньше, чем в вышележащем жестком слое — литосфере.

Для более полного понимания состояния вещества на глубинах нужно зпать его химический и минералогический состав. Предполагается, что мантия Земли состоит из тугоплавких силикатов с преобладапием магниевых — см- ма. А. Рингвуд предложил для вещества мантии минералогическую модель пиролита ——смесь трех частей альпийского перидотита и одной части гавайского базальта.

Многое о структуре литосферы можно почерпнуть из данных об очагах землетрясений. Во-первых, очаги большинства землетрясений (72%) находятся в литосфере, из них немного больше половины — в верхних 30 км; землетрясений с очагами на промежуточных глубинах (80—300 км)—22%, на больших глубинах (350一 720 км) — только 6%. Во-вторых, на карте (рис. 7), где нанесены очаги около 29 500 умеренных и сильных землетрясений, зарегистрированных в 1961——1967 гг., видно, что подавляющее большинство очагов находится в узких подвия^ных поясах —— Альпийско-Гималайском, Тихоокеанском и в рифтовых зонах средипно-оке- аиских хребтов, Байкала и Кении, а разделяемые этими подвижными поясами литосферные плиты практически асейсмичпы.

Очаги всех землетрясений в рифтовых зонах средан- но-океапских хребтов (и на поперечных им трансформных разломах, см. рис* 4) неглубоки — не глубже 40 км, большинство же очагов имеет глубины 5——10 км. Почти вес землетрясения с очагами глубже 100 км происходят вдоль глубоководных желобов, с их контипента;мой стороны (а также, в порядке исключения, в Памиро-Гип- дукушском районе); там ?ке находится большинство Действующих вулканов (рис. 8). 二

На осиовании сейсмических и некоторых других данных выделяются прежде всего шесть крупных литосферных плит: Евроазиатская, Африканская, Ипдоавстралий- ская, Тихоокеанская, Американская и Антарктическая. Далее, из Евроазиатской выделяют Китайскую, из Африканской ——Аравийскую, из Тихоокеанской ——плиту Назка. Наконец, некоторые авторы рассматривают в качестве самостоятельных плиты Кокос, Карибскую, Горда, Филиппинскую, Бисмарк, Соломонову, ФйДЖи, Иранскую, Турецкую, Эллинскую и Адриатическую, а

.JJI'96-'l-'96TexlqHHBeodHdt,OHJadBe .1==a3°ed.L3r5s3e мзид^яо s ММЛЯ§АОК^ HJBPO •1 .°Hd.JJI'96-'l-'96TexlqHHBeodHdt,OHJadBe .1==a3°ed.L3r5s3e мзид^яо s ММЛЯ§АОК^ HJBPO •1 .°Hd

.JJI'96-'l-'96TexlqHHBeodHdt,OHJadBe .1==a3°ed.L3r5s3e мзид^яо s ММЛЯ§АОК^ HJBPO •1 .°Hd

.JJI'96-'l-'96TexlqHHBeodHdt,OHJadBe .1==a3°ed.L3r5s3e мзид^яо s ММЛЯ§АОК^ HJBPO •1 .°Hd

Рис. 8. Расположе* яие действующи^ вулканов на земной шареРис. 8. Расположе* яие действующи^ вулканов на земной шаре

Рис. 8. Расположе* яие действующи^ вулканов на земной шаре

Рис. 8. Расположе* яие действующи^ вулканов на земной шаре

Рис. 9. Литосферные плиты

；—Евроазиатская (7, а — Китайская; /, б — Иранская; J,e — Турецкая; 7, г — Эллинская; 7, д — Адриатическая); 2 — Африканская (2, а — Аравийская); 3 — Индоавстралийская (3, а — Фиджи; 3, 6 — Соломонова);

4 -- Тихоокеанская (4, а — Назка； 4, б — Кокос; 4,s — Карибская; 4, е —< Горда； 4,д — Филиппинская; 4, е — Бисмарк)； 5 — Американская' (5, а — Североамериканская; 5, б — Южноамериканская); 6 — Антарктическая

иногда также различают Североамериканскую и Южноамериканскую. Эти плиты показаны на рис. 9.

Мантия. Верхняя мантия (слой В), включающая подкоровую литосферу и астеносферу, отделена от средней маптии (слоя С, называемого также слоем Голицына) границей на глубине около 410 км, при переходе через которую сверху вниз сейсмические скорости резко возрастают.

Предполагают, что на этой глубине кристаллическая решетка некоторых минералов пиролита перестраивается в сторону более плотной упаковки атомов ——оливины переходят в структур^7 шпинели с возрастанием плотности па 7—10%, а пироксены — в гранаты с увеличением плотности на 10%-. На глубине около 650—700 км в слое Голицына наблюдается еще одно возрастание скорости рас- прострапения сейсмических волн, которое связывают с переходом кристаллической решетки кварца в более плотно упакованную решетку стишоверита.

Слой Голицына отделен от нижней мантии (слоя 力‘) границей на глубине около 1000 км, где возрастание скоростей распространения сейсмических волн с глубиной резко замедляется. Считают, что в слое /У это более мед-

ленное возрастание скоростей создается уже не перестройкой кристаллических решеток, а простым сжатием вещества под действием растущего давления. Между нижней мантией и ядром, по-видимому> имеется переходный слой 。” толщиной около 200 км, в котором возможно некоторое убывание скоростей сейсмических волн с глубиной. Дискутируется вопрос о наличии на границе между маптией и ядром неровностей или неоднородностей.

Ядро. Внешний слой (слой Е на глубинах 2920— 4980 км объемом 15,16% и массой 29,8% всей Земли) пропускает продольные, но не поперечные сейсмические волны. По этой причине считается, что слой Е находится в расплавленпо-жидком состоянии. Об этом же свидетельствуют данные: о приливных колебаниях внутри Земли (если бы вся Земля была твердой, то приливные колебания па ее поверхности были бы слабее фактически наблюдаемых); о нутациоппых колебаниях земной оси с периодом около суток (которые без жидкого ядра были бы невозможными) ;о так называемых чандлеровских колебаниях полюсов (т. с. колебаниях Земли в целом относительно ее оси вращения) с периодом около 1,2 года.

Переходный слой 户 между внешним и внутренним ядром имеет толщину около 140 км. Внутреннее ядро имеет радиус 1250 км, объем около 0,7% и массу около 1,2% всей Земли. Продольные сейсмические волны проходят через пего с большими скоростями, по сведениям последних лет сР=И,1—11,4 км/с. В то же время данные об отражениях волп Р от поверхности внутренней части ядра, а также регистрация сейсмических волп Аляскинского зем- летрясепия 1964 г. показывают, что через нее проходят и поперечные волны (имея здесь довольно малые скорости Cs~3,6 км/с); по этим данным внутренняя часть ядра является твердым телом, по-видимому, близким к плавлению.

Распределение скоростей сейсмических волн по глубинам в мантии и ядре Земли показано на рис. 10. Распределение по глубинам давления и плотности по модели «Земля-2» В. II. Жаркова, В, П. Трубицына и П. В. Сам- сопеико (а также температуры по ориентировочным данным) приведено в табл. 1.

Давление должно меняться с глубиной непрерывно, а плотность (и некоторые другие характеристики состояния вещества, такие как модули сжатия и сдвига и скорости распространения сейсмических волн; см. рис. 10) может испытывать и скачкообразные изменения — глав-

ный такой скачок происходит при переходе из нижней маитии во внешний слой ядра, где плотность возрастает почти вдвое.

Еще в конце прошлого века высказывалось предположение, что земное ядро, как и железные метеориты (содержащие 89,1% Fe, 7,2% Ni и 3,7% FeS), состоит из железоникелевого сплава — нифе. Для объяснения изме- ренпых астрономами средних плотностей вещества Меркурия, Венеры, Марса и Луны (при условии существовав иия у пих железных ядер) надо было отказаться от привлекательной космогонической гипотезы об одинаковом химическом составе планет земной группы, т. е. одинаковом содержании в них железа. Пытаясь отстоять гипотезу, В. Н. Лодочпиков и затем В. Рамзей предположили, что ядра планет земпой группы, как и их мантии,

Таблица 1

Давление, плотность и температура в недрах Земли

Глубина, км

Дав/нчше, Мбар

Ikioi ность, г；см1

Темпера гура. ℃

30

(,(('84

3,32

7С0

1С0

0,(31

3,38

15С0

2С0

3CG5

3,46

1^50

413,3

0,130

3,64

24(0

1С47

0,399

4,58

28С0

2СС0

0,889

5,12

зссо

2920

1,386

5,56-10,08

43С0

3955

2,445

11/6

5250

4991

3,239

12,28

6С5О

6371

3,657

12,68

63С0

состоят из силикатов, но в особо плотном металлизированном состоянии. Одпако детальные расчеты показали, 也то гипотезу об одинаковом химическом составе этих планет сохранить не удается. Более того, и некоторые теоретические расчеты, а также опыты группы Л. В. Альтшулера по ударному сжатию ряда веществ не подтвердили гипотезу металлизации силикатов при физических условиях, свойственных ядрам планет земной группы; наоборот, эти опыты дали свидетельства в пользу высокого содержания железа в земном ядре. Правда, оказалось, что плотность железа и тем более железоникелевого сплава немпого больше, а скорость сР в них заметно меньше, чем нужно для земного ядра. Поэтому в железное ядро надо добавить более легкие химические элементы. Перебрав самые подходящие из пих (О, S, Si, Al), О. Г. Сорохтин (1971) признал паиболее вероятным кислород и подобрал по плотности внешнего слоя ядра его химический состав (Fe2O), совместимый со структурой электронных оболочек железа при соответствующих давлениях.

Таким образом, Земля представляет собой сложную механическую систему — вращающийся толстостенный шар (мантия) с внутренней полостью, заполненной жид* костью (слой Е), в которой плавает небольшое шарообразное твердое ядро G, удерживаемое в центре системы силами ньютоновского тяготения и могущее вращаться иначе, чем мантия.

И внешний слой, и внутренняя часть ядра обладают большой электропроводностью (для их электрического сопротивления обычно принимают значение 0,0003 Ом • см). Поэтому движения жидкости во внешнем слое и вращение внутренней части ядра суть движения проводников в геомагнитном поле. По законам физики эти движения должны порождать электрические токи, магнитное поле которых может прибавляться к начальному полю и усиливать его. Согласно современным воззрениям, именно динамо-механизм, возможбый благодаря наличию жидкого внешнего ядра, создает геомагнитное поле. К обсуждению этого вопроса мы еще вернемся в главе 8.

Глава 2

ЕСТЕСТВЕННАЯ ПЕРИОДИЗАЦИЯ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Воврасты изверженных пород. Тектоно-магматиче- сние апохв. Основная геохропологическа я схема: катархей, архей, афебий, рифей, фанерозой. Основные этапы формирования земной коры

Совокупность результатов определения возрастов изверженных пород показывает, что у этих возрастов имеется тенденция группироваться по сравнительно коротким эпохам (длительностью в миллионы лет), отделенным друг от друга гораздо более длинными эрами (до 150—500 млн. лет). Иначе говоря, в истории Земли чередовались короткие эпохи с повышенной магматической активностью и длительные эры с пониженной магматической активностью (под магматизмом мы здесь подразумеваем и вулканизм, приводящий к образованию эффузи- еое, т. & излияний на поверхность Земли глубинных магм через жерла вулканов, и плутонизм, приводящий к образованию интрузий, т. е. вторжений в верхние слой земной коры магм, возникших в более глубоких слоях).

Согласно геологическим данным магматизм является спутником некоторых видов тектонической активности, т. е. движений земной коры.

Подвижные пояса земной коры можно разделить на два типа: зоны сжатия и зоны растяжения земной коры. Рассмотрим пока зоны сжатия. На первой стадии развития подвижного пояса типа зоны сжатия образуется прогиб земной коры, в него наступает (трансгрессирует) море и накапливаются большие толщи осадков. При этом возникает подводный вулканизм, преимущественно в форме излияний глубинных базальтовых лав, а с ними соседствуют ультраосновные породы, в результате чего формируется так называемая офиолитовая ассоциация пород.

На второй (орогенной, т. е. горообразующей) стадии развития подвижного пояса типа зоны сжатия преобладают относительно быстрые поднятия земной коры, сопровождающиеся складками, горизонтальными сдвигами, надвигами, разрывами, землетрясениями, отступанием (регрессией) моря и приводящие к перерывам в накопле-

нии осадков и нарушениям согласного залегания осадочных слоев (нормального напластования). Развивается плутонизм с крупными гранитоидными интрузиями (батолитами) ♦ В результате орогенеза возникают и наращиваются утолщенные области континентальной земной коры, обладающие повышеиной жесткостью и стабильностью (континентальные платформы).

Связь магматизма с тектонической активностью земной коры позволяет считать эпохи усиленного магматизма также эпохами повышенной тектонической активности. Таким образом, данные о возрастах изверженных пород показывают, что тектоническая активность Земли непос- тояпиа во времени: имеется тенденция к чередованию коротких эпох повышенной тектонической активности с длительными эрами относительного покоя. Эпохи повышенной активиости естественно признать главными событиями в тектонической истории Земли; следовательно, возвикает естественная периодизация истории Земли по признаку ее тектонической активности.

Таким образом, достаточно представительная сводка данных о возрасте изверженных пород является своего рода календарем главных событий в тектонической истории Земли. Одну из последних сводок такого типа опубликовал В. Е. Хайн (1971). Приняв его данные за основу, О. Г. Сорохтин отобрал наиболее надежные данные — возрасты 247 гранитных интрузий с неметаморфизован- ными гранитами. После осреднения в пределах возраст- пых групп и геологических регионов средние арифметические по всем регионам возрасты тектоно-магматических эпох представлены в табл. 2.

В этой и во всех последующих хронологических таблицах время растет снизу вверх, так что более древние события располагаются ниже молодых, подобно тому как при нормальном напластовании в земной коре древние пласты осадочных пород лежат ниже молодых.

Приведенные в табл. 2 наименования тектоно-магматических эпох происходят от мест нахождения наиболее типичных из соответствующих изверженных пород. Эпохи без наименований установлены О. Г. Сорохтиным и не являются общепризнанными; возраст эпох 5, 9 и 13 под- тверждеп новейшими материалами канадских ученых.

Опираясь на сведения о возрастах тектоно-магматических эпох, а также па материалы типовых разрезов древние осадочных толщ земной коры и некоторые палеонто-

Таблица 2

Возраст тектоно-магматическнх эпох

Номер эпохи

еСредний возраст.

Тектоно-магматическая эпохамлрд, лет

19

18

17

16

Киммерийская0,С93

Герцинская (Варисцийская)0,26

Каледонская0,41

Салаирская (Позднебайкальская,0,52

Сардская)

15

Катаыгинская (Раннебайкальская,0,65

Ассинтская, Кадомская, Я\елезно- горская)

14

13

12 И

10

Делийская (Дальсландская)0,86

0,93

Гренвильская (Сатпурская)1,С9

1,21

Готская (Медвежьеозерская, Мааат-1,36

цальская, Кибарская, Эльсонская)

9

8

1/9

Карельская (Гудзонская, Свекофен-1,67

ская, Буларенидская, Лаксфордская)

7

6

1,83

Балтийская (Эбурнейская, Пено-1 ? У8

кийская)

5

4

3

Раннекар('льская2,23

Ал1»гомская2,44

Кеноранская (Беломорская,Лав-2,70

рентьсвская, Родезийская, Шамваяя- скак)

2 [

Кольская (Трансваальская,Сааме кая)3,( 5

Белозерская3,54

логические дапныо (которые будут освещены ниже), ученые разработали около 50 более или мепее близких вариантов периодизации истории Земли. В табл. 3 представлен один из последних вариантов.

Согласно табл. 3 история Земли расчленяется па пять отрезков приблизительно одинаковой продолжительности: катархей, архей, афебий, рифей и фанерозой.

А фобий и рифей вместе взятые называют протерозоем, причем афебий состоит из нижнего и среднего протерозоя, а рифей ——это верхний протерозой; канадский рифей иногда называют альгонком, а китайский — синием. Сло-

Tatarqa 8

Основная геохронологическая схема

Эон

Эра

Номер эпохи

Возраст границ, млрд, лет

Фанерозой

Кайнозой, KZ

Мезозой, MZ

Палеозой, PZ

19

18

17

16

15

14

13

12

11

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0,067±0,ССЗ 0,24±0,01

357 0,675土0,025

0,95±0,С5

1,35土0,С5

1,70±0,05

1,9±(М

2,6±0,1

3,0±0,1

3,5±0,45

4,5-4,6

Протерозой, PR

Верхний, PR3

Рифей, R

Венд, V

Верхний, R3

Средний, R2

Нижний, %

Афебий

Средний, РВ2

Нижний, PR】

Археи, А

ar2

AR】

Катархей, КА

во «фанерозой» означает 《зра явной жизни». Дофаиоро- зоиское время называют криптозоем (точнее, это AR+ +PR), т. е. эрой скрытой жизии (хотя на самом деле эта жизнь оставила довольно много следов), или чаще докембрием, поскольку самый ранний геологический период фа- нерозоя (570——500 млн. лет тому назад) именуется кембрием. Время после пижнего рифея называют неогеем.

Мы не будем здесь обсуждать гипотез о происхождении Земли — для этого требуется специальная книга. Отметим лишь, что по современным представлениям (во многом связанным с именем О. Ю. Шмидта) Земля, остальные планеты Солнечной системы и Солнце, по-видимому, образовались приблизительно одновременно — около 4,6 млрд, лет тому назад — из допланетногоч холодного слегка вращающегося газопылевого облака.

О первом миллиарде лет существования Земли (катар- хее) у нас почти не имеется каких-либо прямых фактических данных. Однако поскольку в самом начале архея уже возникли осадочные породы, надо полагать, что в ка- тархее происходил активный вулканизм, приведший к образованию первичных атмосферы, океана (к началу архея имевшего глубины и объем по самой грубой оценке впятеро меньше современных) и земной коры (вероятно, похожей на современную океанскую).

Во время Белозерской тектоно-магматической эпохи в начале архея и Кольской эпохи в середине архея в земной коре развились процессы грапитизации осадочных пород и образовались первичные гранитоидные участки сравнительно небольших размеров.

В Кенрранскую тектоно-магматическую эпоху в конце архея эти процессы привели уже к образованию ядер всех будущих континентальных платформ. Эти ядра, достигавшие в поперечнике многих сотен километров, показаны на тектонической карте мира (см. рис. 4) черным цветом. В течение последующих тектоно-магматических эпох -гранитогнейсовые ядра платформ нарастали. Последнее существенное приращение произошло во время Балтийской тектоно-магматической эпохи, создавшей рубеж между нижним и средним протерозоем. В это время в накопившихся осадочных толщах образовались огромные плу- тоцы гранитоидов с площадями до тысяч квадратных километров (примером могут служить полосчатые гранй- тоиды Украины со следами огнейсованных сланцев и слоистости) ;появились и продукты гранитизации изверженных пород основного состава — чарнокиты. Весь этот этап развития земной коры, начавшийся с Кеноранской эпохи, в течение которого происходило образование первичного гранитогнейсового слоя земной коры и формирование древпих платформ, завершился Карельской тектоно-магматической эпохой. В результате этого этапа сформировались древние области континентальной земной коры, существующие пыне в виде платформ — Европейской (Русской), Восточно-Сибирской, Китайско-Корейской, Таримской, Ипдостапской, Африкано-Аравийской, Североадте- риканской, Южноамериканской, Австралийской и Восточно-Антарктической (эти платформы показаны на рис. 4 штриховкой). В их пределах выделены щиты, т. е. участки платформ, испытывавшие в течение своей истории преимущественно поднятия п поэтому обладающие отпо-

сительно более тонкой корой и почти или даже вовсе не имеющие чехла осадочных пород (кристаллический фундамент платформ в области щитов выходит на поверхность Земли). Таковыми являются, например, Балтийский и Украинский щиты Русской платформы, Анабарский и Алданский щиты Восточно-Сибирской платформы, Канадско-Гренландский щит Североамериканской платформы, Гвианский, Западно-Бразильский и Восточно-Бразильский пщты Юяхноамериканской платформы, Капско- Аравийский щит Африканской платформы.

Мы пока еще не знаем, как были распределены по поверхности Земли в Карельскую эпоху существующие ныне 10 древних платформ. Учитывая аналогичность и одновременность стадий их формирования, можно предположить, например, что они образовывали тогда единый континент, занимавший континентальное полушарие, окруженный единым океаном (который, грубо говоря, имел тогда глубины и объем около двух третей современного Мирового океана). Такое предположение высказывали Г. Штилле (называвший этот единый континент Мега- геей, т. е. Большой Землей) и советские геологи С. С. Кузнецов, А. В. Пейве и В. М. Синицын. К его обсуждению мы вернемся в других главах.

После Карельской эпохи, т. е. начиная с нижнего ри- фея, характер развития земной коры изменился. Древние платформы в осповпом стабилизировались и в дальней^ шем испытывали лишь частные внутриплатформенные прогибы, пе затрагивавшие щитов и проходившие, по-ви- димому, вдоль следов древних подвижных поясов (например, Катангинский складчатый пояс в Африке или Днепровско-Донецкий прогиб в Русской платформе, разделяющий Украинский щит и Воронежскую глыбу). Зато опи, по-впдимому, могли раскалываться на части, испытывавшие затем движения друг отпосительпо друга и растущие за счет подвижных поясов, образующихся па их периферии, но растущие более медленно по сравнению с древними платформами и поодповременпо.

Нижний рифей был эрой высокого стояния % следовательно, осушения континентов (как говорят, геократи- ческой эрой). Он завершился Готской тектопо-магматиче- ской эпохой, во время которой па болг.птинстве континентов развились повторные метаморфизм и гранитизация дорифейских порол (и лишь в Кибарекой геосипклппали в Центральпой Африке н, может быть, в немногих других

местах имел место свежий магматизм). Полагают, что в то время возникли новые подвижные пояса («великое обновление» структурного плана земной коры — отсюда и название «неоген» для всего последующего времени), развивавшиеся затем серией вспышек в течение всего неогея, по настоящее время включительпо. Сейчас это Западно- и Восточно-Тихоокеанские, Атлантическая, Уральская и Аравийско-Мозамбикская меридиональные и Арктическая, Средиземпоморская и Южноокеапская широтные зопы, в ячейках между которыми располагаются древние платформы.

Средний рифей в целом был эрой некоторого оседания платформ и наступания моря (талассократической эрой). Он завершился Гренвильской тектоно-магматической эпохой, которая была наиболее интенсивной в Канаде и Южной Африке; в это время, как н в Готскую эпоху, гранитизация охватывала преимуществеппо древние, ранее уже гранитизироваяные породы. В верхнем рифее продолжалось оседание Китайской, а также севера и востока Русской платформ, а на Североамериканской, Сибирской и Австралийской платформах появилась тенденция к воз- дыманию. Эта эра завершилась Катангинской^ или Раннебайкальской, тектоно^магматической эпохой, которая на разных платформах была не вполне одновременной; на севере Китайской, юго-западе Североамериканской и па Ипдостапской платформах катангинский магматизм отсутствовал. Вепд еще оставался эрой низкого стояния всех платформ, кроме Североамериканской. Его завершила Салаирская^ или Позднебайкальская, тектопо-магматиче- ская эпоха.

После Байкальских тектопо-магматических эпох существующие пыне четыре континентальные платформы южного полушария — Африкано-Аравийская, Юншоаме- рпкапская, Австралийская и Антарктическая — вместе с Индостапской образовывали единый южный суперкопти- пент Гондвану, отличавшийся в начале фанерозоя высоким стоянием, тогда как Европейская и Североамериканская платформы еще были перекрыты трансгрессиями моря.

После Каледонской тектопо-магматнческой эпохи пиж- пего палеозоя, проявившейся в основном на западе Европейской платформы (па Грампианской геосинклинали — ci Шотлапдии через Скандинавию 班 до Шппцбер- reua) 口 по периферии Североамериканской (а также по

югу Сибирской платформы), Евразия и Северная Америка с Гренландией, испытав подъем, образовали единый северный суперконтинент Лавразию, отделенный от Гондваны, хотя бы частично, океаном Тетис.

В мезозое произошел раскол Гондваны на ее части, существующие ныне, с образованием между ними Южной Атлантики и Индийского океана. Затем раскололась и Лавразия, и между Европой и Северной Америкой образовалась Северная Атлантика.

Подробнее тектоническая история фанерозоя будет рассмотрела в главе 6.

Глава 3

ЭВОЛЮЦИЯ НЕДР ЗЕМЛИ

Гравнтационнан дифференциация недр Земли, результаты расчета. Энергия гравитационной дифференциации, радиогенное тепловыделение, тепловая история Земли. Зонная плавка. Конвекция в мантии, конвективные циклы. Эволюция химического состава мантии

Теперь мы попытаемся выяснить, как изменялась в течение истории Земли ее внутренняя структура. Главным процессом в эволюции недр планеты является гравитационная дифференциация веществ различного беса, при которой более тяжелые (т. е. имеющие при том же давлении большую плотность) вещества опускаются вниз, к центру планеты, а более легкие поднимаются наверх. В результате этого процесса планета должна расслоиться на оболочки так, чтобы более глубокие оболочки состояли из более тяжелых веществ.

Не рассматривая пока, каким образом осуществляется движение вверх и вниз легких и тяжелых веществ, выясним сначала, как изменяется со временем в результате этого движения внутренняя структура Земли. Чтобы ответить на этот вопрос, в работе В. П. Кеонджяна и автора (1975) была рассчитала упрощенная модель Земли, состоящей из двух веществ — легкого, «мантийного», содержащего в основном силикаты, и более тяжелого (т. е. обладающего при всех давлениях, возможных внутри Земли, большей плотностью, чем «мантийное»), «ядер- ного», состоящего в основном из железа. Наличием в Земле очень небольшой доли наиболее легкого вещества земной коры (сиаль), а также возможным небольшим различием состава веществ во внешней и внутренней частях ядра мы для простоты пренебрегли, так как эти осложнения могут внести в приводимые ниже результаты лишь очень незначительные поправки.

Считая, что маития современной Земли состоит из пиролита А. Рингвуда, содержащего по массе 6,58% железа, н принимая для «ядсрпого» вещества, по О. Г. Со- рохтппу, XHMnnech-nii состав Fe2O, получаем для кон- центраики «ядориого» вещества в мантии современной Земли значение 7,52%. Кроме того, о внутренней струк-

туре современной Земли известно, что ее ядро (слои Е, F, G в сумме) составляет 32,18% массы всей Земли. Из этих цифр получается, что концентрация «ядерпого» вещества в Земле в целом равняется 37,3% и что доля х всего содержащегося в Земле «ядерного» вещества, уже перешедшая в ядро, сейчас равняется 86,3%. Таким образом, процесс гравитационной дифференциации «ядерного» вещества в Земле осуществился уже на 86,3%.

Далее мы приняли, что плотности и «мантийного», и «ядерпого» веществ внутри Земли зависят только от давления, на каждой глубине равного весу вышележащего вещества (тем самым мы для простоты пренебрегли малыми поправками на температурное расширение веществ). Зависимости плотности от давления мы описали следующим простым параболическим законом: давление пропорционально квадрату плотности за вычетом некоторого постоянного слагаемого. Коэффициенты пропорциональности и постоянные слагаемые в этом законе для ^мантийного» и «ядерного» веществ мы подобрали так, чтобы для современной Земли с известными значениями ее радиуса (г?) и радиуса ее ядра (п) получались правильные значения ее массы, момента иыерции (/), а также массы ядра (при этом было принято еще одно упрощение: считалось, что отношение плотностей «мантийного» и «ядерного» веществ пе зависит от давления).

При изложенных предпосылках было нетрудно рассчитать внутреннюю структуру Земли на любой стадии гравитационной дифференциации ее педр, на которой доля х всего содержащегося в Земле «ядерного» вещества опустилась к центру Земли и образовала ее ядро, а остальное «ядерное» вещество осталось равномерно распределенным по массе мантии. Современная структура Земли при * = 86,3% получилась очень близкой к модели «Земля-2» (табл. 4), построенной с использованием сейсмических данных. Результаты расчета при разных х приведены в табл. 4, В ней значения ж даны в процентах, радиусы ядра ri и всей Земли г2 — в километрах, плотности рс в центре Земли, pi+ и р4" соответственно в ядре и в мантии па границе ядра ——в граммах па кубический сантиметр, давления рс в центре Земли ii pi на границе ядра—в мегабарах (т・ е. в миллионах атмосфер).

В то время как масса ядра растет ггропорцпопально х, табл. 4 показывает, что радиус ядра г\ растет чуть

3-

быстрее, чем V 普

38

Таблица 4

Эволн)(шн недр Земли

X

Г1

г

ос

+

р1

<

Pc

pi

〃厶

3 3£

и

и

0

6393

11,34

一

2,30

1,12

0,89

20

2G91

6386

12,38

10,86

7,43

2,89

2,04

1,09

U,92 0s32

40

2652

6381

12,93

10,45

6,96

3,23

1,83

1,06

0,94 0,73

6С

ЗМЗ

6376

13,38

10,05

6,48

3,51

1,63

1,03

0,97 1,11

80

3361

6372

13,75

9,65

6,00

3,75

1,44

1,01

0,99 1,49

86,3

3451

6371

13,86

9,52

5,84

3,82

1,38

1

0

1,61

1С0

3635

6368

14,08

9,25

5,50

3,97

1,25

0,98

1,01 1,86

Радиус Земли г2 за время полной гравитационной дифференциации ее недр уменьшается на 25 км. Это явление па- поминает о гипотезе контракции, сформулированной в 1852 г. Эли де Бомоном и сохранявшей популярность более полувека, согласно которой Земля первоначально была расплавленной и по мере охлаждения сжималась, что приводило к сморщиванию земной коры, проявлявшемуся в образовании подвижных поясов типа зон сжатия со складчатыми горными сооружениями. Однако теперь мы придерживаемся противоположной точки зрения (О. 10. Шмидта) о первоначально холодной Земле, постепенно разогревавшейся (и по этой причипе испытывавшей небольшое термическое расширение). Кроме того, для контракциоппого объяснения складчатого горообразования нужно в десятки раз большее сокращение радиуса Земли, чем полученное в табл. 4. Наконец, контракция на 25 км представляется не выходящей- за пределы точ- ностп пашей упрощенной модели Земли, и свой результат мы склопны расценивать лишь как указание на малость изменений радиуса Земли при гравитационной дифференциации ее недр.

По мере роста ядра количество находящегося над ним вещества (а именно «ядерного» вещества) уменьшается. Поэтому понятно, что давление р； и плотности pi+ н р厂 на границе ядра уменьшаются, как это видно из табл. 4 (однако оказывается, что скачок плотности р【+ ——р；~ па этой границе слегка возрастает). Поскольку гравитацион- пая диффереициация увеличивает концентрацию массы

к центру тяжести, ясно, что плотность вещества рс в центре Земли заметно возрастает (в силу указанного выше закона зависимости плотности от давления заметно растет и давление рс в центре Земли), а момент инерции / уменьшается (в табл. 4 приведено его отношение к современному значению /*).

Момент количества движения вращающейся Земли, равный произведению момента иперции I па угловую скорость вращения о), за счет внутренних процессов в Земле меняться не может. Поэтому скорость вращения w возрастает обратно пропорционально моменту иперции (в табл. 4 дано отношение s к современной скорости вращения 〔в*). Этот эффект противоположен приливному трению, замедляющему вращепие Земли, но слабее последнего: с момента образования Земли и по настоящее время вращение Земли ускорилось за счет гравитационной дифференциации ее не“р согласно табл. 4 всего на 11%.

Каждый слой в Земле обладает потенциальной энергией в поле ньютоновского притяжения всех масс Земли. Потенциальная энергия всей Земли в процессе гравитационной дифференциации ее недр уменьшается (так как увеличивается копцентрация масс к центру тяжести). Значения освобождающейся при этом потенциальной энергии П приведены в табд. 4 в единицах 10 38 эрг. Это —— мощный источник выделения тепла внутри Земли. Согласно табл. 4 с момента образования Земли и по настоящее время этот энергетический источник дал 1,61 • 1038 эрг.

В табл. 4 не указано, какому времени соответствуют различные доли х отдифференцировавшегося «ящерного» вещества; известно лишь, что 花=0 соответствует моменту образования Земли, от которого следует отсчитывать время эволюции 厶 а х == 86,3% соответствует настоящему моменту, т. е. £ = 4,6 млрд. лет. Использование х вместо t сильно упростило расчет табл. 4 и сделало его более наде/кпым. Одпако теперь нам желательно иметь хотя бы приближенную оценку зависимости 彳 от Е.

Для этой цели О. Г. Сорохтип предложил считать, что отделение <<ядерного» вещества от «мантггйного» происходит только на поверхности ядра, т. е. является поверхностной реакцией, скорость которой (скорость роста мас- (чн ядра, пропорциональная скорости роста величины х) пропорциопальпа поверхности ядра и концентрации «ядерного» вещества в мантии. Спитая, например, коэф-

Рнс. 11. времени fРнс. 11. времени fмоментымоменты

Рнс. 11. времени f

Рнс. 11. времени f

моменты

моменты

За единицу измерения х приннта полная масса «ядерного» вещества в земле

фициент пропорциональности постоянным (не зависящим от времени), с помощью этих предпосылок нетрудно рассчитать зависимость х от L Результаты такого расчета приведены на рис. 11. Они показывают, что масса ядра сначала росла медленно, но этот рост ускорялся. Наибольшая скорость была достигнута 1,4 млрд, лет тому назад, во время Готской тектоно-магматической эпохи. После этого рост ядра стал замедляться. Через 1,5 млрд, лет ядро достигнет 99% своей максимально возможной массы.

Другим важным энергетическим источником внутри Земли является тепло, выделяющееся при распаде радиоактивных элементов. Мощность этого источника оценить гораздо труднее, так как каких-либо прямых данпых о концентрациях радиоактивных веществ в недрах Земли мы не имеем. Наибольшее внимание здесь следует уделить долгоживущим, т. е. имеющим большие периоды полураспада, радиоактивным изотопам 238U, 235U, 232Th и

Они относятся к литофильным химическим элементам, имеющим сродство с силикатами (т. е. способным замещать атомы в кристаллических решетках силикатов —легче всего в решетках с наименее плотной упаковкой атомов). Поэтому при дифференциации веществ

внутри Земли эти изотопы должны накапливаться там, где образуются паиболыпие концентрации силикатов (т. е. кремпекислоты SiO2), меньше всего их должно быть в ядре, лишь очень немного ——в плотных ультраос- новных породах мантии и больше всего — в сиале коры, особенно в кислых породах. И действительно, усталовле- по возрастание концентрации урана, во-первых, от ультра- осповиых пород земной коры к основным и кислым и, во-вторых, от более плотных минералов к менее плотным.

Исходя из сведений о содержании радиоактивных изотопов в расплавах и кристаллах мантийного вещества, А. Масуда (1965) получил следующие оценки мощности соответствующего тепловыделения в различных слоях современной Земли:

Глубины, км Удельная мощность тепловыделения, эрг/г*год

0—3750

37—1037

1(3—5000,8

500—17С00,3

17С0-29С00,2

Поскольку радиоактивные вещества со временем распадаются, раньше их было больше, чем теперь (и они. вероятно, сначала были распределены внутри Земли равномерно) . Следовательно, опи генерировали больше тепла (по имеющимся оценкам, в момепт образования Земли — в 4—7 раз больше, чем сейчас). По оценке.Е. А. Любимовой (1968), за все время существования Земли долгоживущие радиоактивные изотопы выделили 0,9-1038 эрг тепла, что составляет около половины нашей оценки потенциальной энергии, освободившейся при гравитационной дифференциации. Впрочем, мы вынуждены подчеркнуть значительную неопределенность в оценках мощности радиогенного тепловыделения.

Другие энергетические источники внутри Земли, кроме освобождения потепциальной гравитационной энергии и тепловыделения долгоживущих радиоактивных изотопов, имеют, по-видимому, гораздо меныпее значопие. Так, например, в природе обнаружены в больших количествах по сравнению с нормой космической расирострапен- ности продукты распада 27 короткоживущих радпоактпв- пых изотопов (26А1, 1ПВе, 237Np, 6yFe, 86Ci п др.), имеющих

периоды полураспада меньше, чем сотни миллионов лет. Их тепловыделение могло быть существенным лишь в первые 100—200 млн. лет формирования зародыша Земли из «планетезималей», ио это тепло быстро излучалось в космос, как это свойственно небольшим нагретым телам. Выделение тепла внутри Земли вследствие торможения ее вращения приливным трением в настоящее время много энергии дать не может, так как полная кинетическая энергия вращения Земли сейчас составляет всего 2,16-1036 эрг. Раньше, когда Земля вращалась быстрее, а приливы были сильнее (так как Луна была ближе), тепловыделение из-за приливного трения было больше, чем теперь, но все же согласно имеющимся оценкам его доля в общем тепловыделении внутри Земли за все время ее существования невелика.

Таким образом, учитывая лишь гравитационную дифференциацию и долгоживущие радиоактивные изотопы и пренебрегая другими энергетическими источниками, мы можем оценить суммарное тепловыделение внутри Земли за все 4,6 млрд, лет ее существования цифрой 2,5* 1038 эрг. Часть этого тепла была излучена в космос. Как указывалось в главе 1, сейчас эти теплопотери (геотермический поток тепла) оцениваются цифрой 1,5*10~6 кал/см2*с, или 9,9♦IO*' ЭрГ со всей поверхности Земли в год (эти цифры, по-видимому, нужно несколько увеличить, так как при измерении геотермического потока на океанском дне не учитывается возможный вынос телла из трещип термальными водами). Если эти теплопотери были такими же и в прошлом, то за время своего существования Земля излучила в космос 0,45 • 1038 эрг.

Менялись ли теплопотери в течение истории Земли, можно пытаться выяснить путем расчетов эволюции распределения температуры в недрах Земли по уравнению теплопроводности, задавая начальное распределение температуры в момент образования Земли и распределения коэффициента теплопроводности и тепловыделения. Но в этих трех пунктах столь много неопределенности, что по одним моделям теплопотери все время нарастали, а по другим проходили максимум на ранних стадиях истории Земли и затем убывали. Все же, по оценкам Е. А. Любимовой, суммарные теплопотери Земли не превысили 0,74-103s эрг.

Вычтя из суммарного тепловыделения суммарные теплопотери, мы убеждаемся, что за всю историю Земли

внутри нее накопилось около 2・20相 ^卩？ тепла, что привело к разогреву, а частично и к плавлению земных недр. Приняв для скрытой теплоты плавления «ядерного» вещества оценку 70 кал, как для железа, убеждаемся, что па расплавление слоя Е (внешнего слоя ядра), имеющего массу 1,78-1027 г, затрачено всего только 5-1038 эрг. Следовательно, практически все накопившееся тепло ушло па повышение температуры земных недр. Если разогреть Землю на всех глубинах до температуры плавления, то, согласно Е. А. Любимовой, внутренняя энергия будет не меньше 3,2-1038 эрг. Указанного выше накопленного тепла (2-1038 эрг) для этого не хватает, если только начальная внутренняя энергия Земли в момент ее образования не превосходила 1,2* 1038 эрг. При средней теплоемкости земного вещества 0,3 кал/г-град это означает, что средняя по массе начальная температура земных недр не должна была превосходить 1600° С. Согласно В. С. Сафронову (1969), она, по-видимому, не превышала 1200°. Из этого следует, что Земля никогда не была полностью расплавленной. Однако частичное плавление происходило —оно имело место в слое Е и, возможно, в некоторых зонах мантии, особенно на первых этапах истории Земли, когда радиоактивных веществ было больше и они распределялись в недрах Земли более равномерно, а отвод тепла наружу через неподвижное вещество происходил крайне медленно.

В нижней мантии вещество находится в особенно плотном кристаллическом состоянии и имеет очень высокие температуры плавления. Как же осуществляются там вертикальные перемещения легких и тяжелых веществ в процессе их гравитационной дифференциации? Для ответа на этот вопрос надо учесть, что вещество в мантии Земли ведет себя как твердое тело только при быстро меняющихся нагрузках, а при очень долго действующих пагрузках оно обретает способность течь как вязкая жидкость. Поэтому, например, под действием центробежных сил, создаваемых вращением, Земля приобрел а форму сжатого по оси эллипсоида вращения, почти в точности такого, как равновесная фигура вращающейся самогравптирующей жидкости.

Крошечная рнзшща между фактическим сжатием Земли (0,0033528) и чуть мепьшим сжатием (0,0033370) фигуры равновесия жидкости при современной скорости вращения Земли объясняется тем, что мантия течет как

жидкость с очень большой вязкостью, порядка 1026 пуаз, и поэтому из-за приливного трения не вполне успепает приспосабливаться к вековому замедлению вращения Земли, составляющему около 0,2% за 107 лет; вследствие этого сейчас фигура Земли совпадает с фигурой равновесия при большей скорости вращения — такой, как 107 лет тому назад.

В интересующих нас процессах долгодействующими нагрузками являются архимедовы силы плавучести, действующие на объемы мантии, потерявшие часть «ядерного» вещества при контакте с поверхностью ядра и потому обладающие пониженной плотностью и положительной плавучестью, а также на объемы, уплотнившиеся в результате выплавки из пих в верхних слоях Земли некоторой доли легкого вещества земпой коры и охлаждения из-за теплоотдачи наружу, а потому обладающие отрицательной плавучестью. Под действием архимедовых сил в маптии могут развиваться очень медленные конвективные движения (со скоростями, по-видимому, порядка всего лишь нескольких сантиметров в год).

Установившиеся (т. е. не изменяющиеся со временем) медленные конвективные движения в том или ином слое вещества организуются по горизонтали в ячейки. По краям так называемых открытых ячеек происходит подъем, а в центрах — опускание вещества; у верхней границы слоя в открытых ячейках вещество движется от их краев к центрам, а у дна слоя — от центров к краям (возможны также закрытые ячейки с противоположным направлением движения).

Конвективные движения должны, по-видимому, про- пизывать всю мантию от поверхности ядра до астеносферы. Движения вещества мантии в верхнем слое конвективных ячеек должны увлекать литосферные плиты вместе со «впаяппыми» в них континентами, заставляя их двигаться по горизонтали от областей подъема к областям опускания вещества маптии. Таким образом, если наблюдаются горизонтальные перемещения литосферных плит (а данные, которые мы рассмотрим в главе, посвященной тектонике плит, определеппо указывают на такую возможность), то по ним можно пытаться восстанавливать очертания мантийных конвективных ячеек.

Простейшим случаем будет одна конвективная ячейка, охватывающая всю мантию, с одним полюсом подъема вещества и одним полюсом опускания и с движени-

Рис. 12. Лпухъпчеисюя ствлпзация поверхиости современной Земли типа лоскутов тепивеного мяча

Штриховая линия — линия подъема； сплошные линии — оси опускания маитинпого вещества; кружки — центры этих осей; заштрихован амери- кано-ан гарктический «лоскут»

ями литосферных плит от полюса подъема к полюсу опускания, благодаря которым континенты должны собираться воедино вокруг полюса опускания, освобождая океанское полушарие вокруг полюса подъема. Таким могло быть, например, происхождение гипотетической Мегагеи Г. Штилле в конце среднего протерозоя и Пангеи А. Вегенера в палеозое.

Следующим по сложности случаем будет пара конвективных ячеек, например открытых, с двумя приблизительно противоположными полюсами опускания вещества и с зоной подъема приблизительно по соответствующему экватору между ними или по линии, получающейся в результате волнообразного изгибания экватора с образованием па пем двух гребней и двух ложбин,— так выглядит шов на поверхности теннисного мяча, склеенного из двух лоскутов. По этому шву должна образовываться глобальная зона растяжения с цепочкой срединно-океанских хребтов, а континенты должны собираться в две группы по осям лоскутов. Нечто похожее мы наблюдаем на современной Земле, где одну группу континентов образуют Африка, Евразия и Австралия, а другую — Северная и Южная Америка и Лптарктида, и эти два континентальных «лоскута» разделены глобальным «швом» срединно-океанских хребтов. На иллюстрирующем это рис. 12 заштрихован американо-антрактический 《лоскут», заметно мепыпий по площади, с осью, проходящей приблизительно по меридиану 60° з. д., и с центром па этой оси в Южиой Америке около южного тропика; другой, африкано-евроазиатско-тихоокеанский 《лоскут» имеет центр около о. Тайвань, а его осью служит дуга большого круга, полюс которого расположен па полярном круге в Гренландии.

Впрочем, пока еще, конечно, трудно настаивать па том, что такое восстановление конвективных ячеек в мантии современной Земли является единственно возможным или наилучшим. Так, например, О. Г. Сорохтин (1974) допускает возможность существования пары закрытых ячеек типа лоскутов тенписпого мяча с полюсами подъема мантийпого вещества в треугольнике Афар в Африке, чуть южнее места поворота Красного моря в Баб-эль-Мандебский пролив, у о. Пасхи в Тихом океане и с зоной опускания вещества вдоль соответствующего этим полюсам большого круга, содержащей почти всю тихоокеапскую периферию.

При одноячеистой конвекции в мантии образуется застойная область, в которой вещество пе теряет железа и поэтому постепенно оказывается тяжелее окружающей среды. Его оседапие превращает конвекцию в двухъячеистую, постепенное ослабление которой приводит к обратной перестройке в одноячеистую конвекцию. Такие перестройки можно сопоставить с тектопо-магматическими эпохами. Промежутки времени между ними должны быть сравнимы с периодом полного перемешивания мантийного вещества (т. е. его прохождения через слой активной дифференциации у поверхности ядра), которое можно назвать конвективным циклом.

Согласно этому определению приращение массы ядра за конвективный цикл должно быть пропорцион а льны м объему мантии в начале цикла; коэффициент пропорциональности 6р будет иметь смысл уменьшения плотности вещества мантии нри его прохождении через слой активной дифференциации у поверхности ядра. Среднее значение 6р, соответствующее возрастам 19 тектоно-магматических эпох прошлого (см. табл. 2 и 4), получилось равным 0,1 г/см3. При этом оказалось, что в будущем наступят еще три тектоно-магматические эпохи: через 0,16, 0,56 и 1,24 млрд. лет. Все 22 тектоно-магматические эпохи прошлой и будущей истории Земли показаны на кривых рис. И точками" (впервые сходный график, отличающийся от приведенного в количественном отношении, был построен О. Г. Сорохтиным).

В заключение рассмотрим, опять следуя предположениям О- Г. Сорохтина, эволюцию химического состава маптии Земли при постепенной потере ею «ядерного» вещества Fe2O. Предполагается, что вначале железо находилось в маптпи в виде окиси FeO и в свободном виде с концентрациями около 22 и 14% соответственно, а окиси трехвалептпого железа Fe2O3 практически не существовало. Кислород, освобождавшийся при переходе Fe2O3 в ядро, сначала шел на окисление свободного железа до FeO, а когда свободного железа уже пе оставалось, то па окисление FeO до Fe2O3. Последний процесс, по расчету О. Г. Сорохтина, начался в конце протерозоя и будет продолжаться еще около 0,4 млрд, лет, после чего железо в манпгп останется лишь в форме Fe2O3 订 освободившийся кислород пойдет на окисление других веществ.

Первичное вещество Земли было сильно педонасыще- пс кремнеземом — концентрация SiO2 в нем оценивает^ 48

Рис. 13. Изменения со временем главных компонент химического состава мантии Земли (по О, г. Сорохтнну)

Z — Fe; 2 — FeO; 3 — FezOs； 4 — S1O2

Рис. 14. Изменения со временем мантийных концентраций щелочей и воды (ио О. Г. Сорохтииу)

工—Na2O; 2 — Н20; 3 — К2О

ся в 31%. Позднее в маптии SiO2 накапливался в результате разрушения железистого оливина фаялита. Изменения со временем концентраций окислов железа и кремния в мантии показаны па рис. 13.

О. Г. Сорохтин рассчитал также изменения со временем мантийных концентраций ряда веществ, выносящихся из мантии в кору, гидросферу и атмосферу, считая скорости относительных изменений концентраций пропорциональными скорости роста земного ядра. Коэффи- циепты пропорциональности (называемые показателями подвижности) можно определять путем сопоставления известных в настоящее время концентраций веществ в мантии и в коре. Для оцепки подвижности воды О. Г. Сорохтин ориентировочно припял, что при погруясе- нин океанских литосферных плит 70-километровой толщины в мантию (см. главу о тектонике плит) из них удаляется половина содержащейся в них воды. Тогда в течение каждого конвективного цикла маптия, перетекая через верхний 350-километровый слой Земли, теряет около 10% воды. Если принять суммарную массу воды в современных гидросфере и коре равной 2,25* 108 трил- лиоиов т, то концентрация воды в современной мантии получится равной 7； 10-5. Результаты О. Г. Сорохтина для щелочей и воды приведены на рис. 14.

Глава 4

ИСТОРИЯ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ

Образование атмосферы и гидросферы как результат вулкаиических процессов. Вулканические газы. Первичная атмосфера и гидросфера при температуре лучистого равновесия. Происхождение солености океана. История атмосферного кислорода по геологическим данным. История углекислого газа

В этой главе излагаются в основном представления А. П. Виноградова (1967), согласно которым атмосфера и гидросфера образовались в результате дегазации лав, выплавлявшихся иэ верхней мантии Земли и создавших земную кору.

Атмосфера и гидросфера состоят из легких и летучих веществ, содержание которых в Земле в целом очень мало — гораздо меньше, чем в космосе. Так, отношение массы инертных газов к массе кремния в Земле в 106— 10й раз меньше, чем в космосе; для водорода это различие составляет 10 6,6 раз, для азота ~105,9 раз, для углерода — 104 раз. Этот дефицит легких и летучих веществ возник, по-видимому, еще в протоыланетном облаке, из которого затем сформировалась Земля. Причинами образования дефицита могли быть нагрев части протопланетного облака солнечным излучением и короткоживущими радиоактивными изотопами (по некоторым оценкам до 500—600° С) и «выметание» из облака выделяющихся при пагреве лег* ких и летучих веществ «солнечным ветром» (т. е・ потока* ми солнечной плазмы) и давлением света. Указанный де” фицит 口 объясняет относительную малость атмосферы и гидросферы, массы которых составляют только одну миллионную и одну четырехтысячную долю массы всей Земли.

В момент формирования Земли из протопланетного облака все элементы ее будущей атмосферы и гидросферы находились в связаппом виде в составе твердых веществ: вода — в гидроокислах, азот — в нитридах и, возможно, в нитратах, кислород — в окислах металлов, углерод — в графитах, карбидах и карбонатах. Бомбардировка поверхности Земли планетезималями в то время могла приводить к выделению летучих веществ, ио вода, углекислый 60

газ, «кислые дымы» и другие активные вещества должны были поглощаться раздробленными породами, так что первичная атмосфера на этом этапе состояла, по-видимо- му, лишь из небольших количеств азота, аммиака и инертных газов.

Дальнейшее наращивапие атмосферы и образование гидросферы связаны с выплавками базальтов, водяного пара и газов из верхней мантии при вулканических процессах, развившихся уже в первые 0,5——1 млрд лет су- ществовапия Земли в результате разогревания ее недр при гравитационном сжатии (включая формирование и рост уплотненного ядра) и за счет распада радиоактивных изотопов (как остатков короткоживущих изотопов, так и, главное, долгоживущих изотопов, которых тогда было в 4——7 раз больше, чем сейчас).

Мы говорим здесь о выплавках веществ именно из верхней мантии (а пе из коры), так как магматические очаги, питающие вулканы, находятся в основном в астеносфере (приоритет на установление этого факта принадлежит советскому вулканологу Г. С. Горшкову).

Интепсивность современпых вулканических процессов на Земле представляется вполне достаточной для образования за время существования Земли всей ее коры, гидросферы и атмосферы. В доказательство этого Е. К, Мар- хинин (1967) приводит следующие подсчеты. Количество твердого вещества, ежегодно поставляемого вулканами Курильских островов, оценено в 0,08 км3, т. е. при среднем удельном весе этих пород 2 г/смэ——в 0,16 млрд. т. Курильские острова — это только одна из 22 островных дуг периферии Тихого океана. Стало быть, все эти островные дуги в сумме дают ежегодно порядка 0,16 X 22s =3,52 млрд, т вещества (приблизительно такая же величина получается из суммировании объемов веществ, извергнутых из недр Земли во время наиболее сильных вулканических извержений за 1800—1964 гг.).

Чтобы учесть вулканизм вне островпых дуг (т, е. глав* ным образом в срединно-океанских хребтах), увеличим полученную цифру в 2—3 раза. Тогда интенсивность современного вулкапизма будет оцениваться в 6—10 млрд, т вещества в год. Если вулканизм имел интенсивность такого же порядка п раньше (а по рис. И максимум интенсивности эволюционных процессов, выражаемой скоростью роста земного ядра, был достигнут 1,4 млрд, лет тому назад), то за 4,6 млрд, лет существования Земли он доста-

вил на ее поверхность (2,8——4,6) *107 триллионов т вещества, т. е： как раз количество порядка массы земной коры.

Газы, выделяющиеся из современных вулканов, содержат преимущественно водяной пар (его, по-видимому, не менее 75%; так, в газах из базальтовых лав гавайских вулканов с температурами 1200° С обнаруживается 70— 80 об. % Н2О; в фумарольных газах Курильских островов с температурами около 100° С содержится 79,7 вес. % Н2О). Второй по значению составляющей является углекислый газ (в газах из гавайских базальтовых лав его 6—15 об. %, в курильских фумарольных газах —19,6 вес. %). В вулканических газах немало хлора (в газах Килауэа — около 7%), встречаются метан СН4 (иногда до 3%), аммиак NH3 и другие компоненты： Проводившиеся измерения показали, что при температурах 800—1000° из лав отгоняются, кроме водяного пара, преимущественно «кислые дымы» — HG1 и HF, при температуре 500° — сера и ее соедииения H2S, SO2 и другие, а при более низких температурах —борная кислота и соли аммония.

Большой интерес представляют результаты химического анализа содержимого газовых пузырьков в древнейших (по-видимому, катархейских) кварцитах Курумкан- ской свиты (мощностью более 1000 м) Алданского щита. В этих пузырьках отсутствует свободный кислород, около 60% составляет углекислый газ, около 35% ——H2S, SO% NH3 и кислые дымы НС1 и HF, в небольших количествах присутствуют азот и ипертные газы.

■ Таким образом, можно думать, что при дегазации лав на поверхность Земли поступали пары воды, соединения углерода (СО2, СО и СН4), аммиак, сера и ее соедипеиия (H2S и SO2), галоидные кислоты (HCI, HF, HBr, HJ), борная кислота, водород, аргон и некоторые другие газы. Эта первичная атмосфера сначала, конечно, была чрезвычайно топкой, поэтому ее температура у поверхности Земли была очень близкой к температуре лучистого равновесия, получающейся в результате приравниваппя потока поглощаемого поверхностью солнечного тепла потоку уходящего излучения поверхности Земли, пропорциональному четвертой степени температуры этой поверхности (по некоторым предположениям температура могла быть выше, чем при лучистом равновесии, из-за парникового эффекта, создававшегося аммиаком). Эта температура (при современной отражательной способности Земли 0,28) в среднем равна 15° С. Следовательно, почти весь водяной

пар вулканических газов должен был конденсироваться, превращаясь в жидкую воду и тем самым формируя гидросферу.

В первичный океан переходили, растворяясь в воде, также и другие составные части вулканических газов — большая доля углекислого газа, кислоты, сера и ее соединения и часть аммиака. В результате первичная атмосфера, содержавшая в равновесии с океаном главным образом водяной пар и небольшие количества С02, СО, СН&, NH* H2S, кислых дымов и инертных газов, оставалась тонкой. Следовательно, температурные условия не испытывали слишком больших изменений и оставались в среднем в пределах существования жидкой воды. Это и определило одну из специфических особевностей Земли, отличающую ее от других планет Солнечной системы,——постоянное наличие на ней гидросферы. В свою очередь, оно наложило существенный отпечаток на дальнейшую эволюцию земной коры, поверхности Земли и атмосферы.

Прямым фактическим доказательством существовапия гидросферы на Земле во все геологические времена до архея и даже до катархея включительно является обнаружение в земной коре осадочных пород соответствующих возрастов. Наиболее древние осадочные породы недавно обнаружены английскими геологами С. Мурбатом, Р, К. О'Найоном и Р, Дж, Панкхерстом в юго-западной Гренландии. Это ——бурый Железняк, возраст которого оценён по свинцовому методу в 3,76±0,07 млрд, лет (причем это, по-видимому, возраст метаморфизации этих пород, а время их образования может быть еще болео ранним). Найденные рядом изверженные породы ——граии- тоидныс гнейсы — имеют возраст 3,7±0,14 млрд, лет (по рубидий-стронциевому методу).

Для оценки массы растущей гидросферы можно исходить из того, что в расплавленном базальте при температуре порядка 1000℃ и давлении в 5—10 тыс. атм может раствориться до 7——8% воды. По данным ряда вулканологов. при излиянии лав из них дегазируется примерно стол ько же процентов воды. По оценкам энергии вулкапиарских взрывов Е. К, Мархинип установил, что количество выделяющегося водяного пара составляет в среднем 3% массы изверженного вещества. Приведенные цифры приблизительно сходятся с долей массы современной гидросферы по отпошению к массе земной коры — (1,46- •106) : (4,7407)^3,1%. .

Рис. 15. Изменения со временем массы воды в гидросфере н земной коре (по О. Г. Сорохтину)

7 — суммарная масса воды, дегазированной из мантнн; 2 — масса воды в гидросфере; 3 — масса связанной воды в океанской коре; 4 — масса связанной воды в континентальной коре

На рис. 14 мы приводили кривую О. Г. Сорохтина, иллюстрирующую изменения со временем концентрации воды в мантии Земли. Умпожая изменения концсптрации па массу маптии, равную 4,05 109 триллионов т, получаем количество освободившейся воды (кривая 2 на рис. 15, но О. Г. Сорохтину). Наибольшая часть ее пополняет гидросферу, часть же поглощается породами земной коры. Главный интерес здесь представляет поглощение воды с углекислотой мантийными оливинами (их серпентинизация) при образовании третьего слоя океанской коры. Вода поглощается также и при серпентинизации пироксенов. Частично вода поглощается, по-видимому, также и при образовании континептальной коры. По имеющимся оценкам в настоящее время в гидросфере, в третьем слое океанской коры, а также суммарно в первом и втором слоях океанской коры и в коптипептальной коре содержится соответственно 1,46- 10е, 0,49-10 6 и 0,35• 10 6 триллионов т воды. Изменения со временем количеств воды в гидросфере, океанской и континентальной коре показаны кривыми 2—4 на рис. 15.

По упомянутым расчетам в катархее и архее воды в оксапах было еще недостаточно, чтобы покрывать срединно-океанские хребты, и в океанскую кору она поступала в основном не из океана, а лишь непосредственно из мантии, снизу; серпентинизация мантийных гипербазитов происходила лишь частично, и доля воды в океанской коре была меньше современной. В начале протерозоя уровень океана достиг вершин средиппо-океанских хребтов. Посзс этого некоторое время <по расчетам в течение нижнего протеоозоя) все поступления воды в океан в основном поглощались океанской корой, так что объем океана почти не увеличивался. С начала среднего протерозоя вся океапская кора приобрела уже современный ха-

рактер и избыток поступающей из маптии воды над затратами па серпентинизацию гипербазитов привел к дальнейшему росту объема Мирового океана, который продолжается в настоящее время и будет продолжаться, замедляясь, еще около 2 млрд. лет.

Выше мы охарактеризовали состав первичной атмосферы. Переходя теперь к обсуждению состава первичного океана, мы должны принять во внимание два источника возможных примесей к океанской воде —— во-первых, атмосферные газы, способные растворяться в воде, и, во- вторых, горные породы, подвер1ающиеся на поверхности суши и па дне моря разрушающему воздействию Солнца, воздуха и воды ——эрозии, облегчающей вымывание из горных пород и перенос в оксап ряда веществ. Как уже отмечалось, из атмосферы в океан переходили прежде всего кислоты, а также углекислый газ, аммиак, сера в чистом виде и в виде сероводорода. Кислоты, особенно в воде, реагировали с силикатами горных пород, извлекая из них эквивалентные количества щелочных, щелочноземельных и других элсмептов, причем, во-первых, вода переставала быть кислой и в пей устанавливалось кислотно-щелочное равновесие (со значением водородного показателя pH = 7, отвечающим нейтральному раствору) и, во-вторых, растворимые соли извлеченных из силикатов элементов переходили в океан, так что вода в нем сразу же становилась соленой.

По оценке В. М. Гольдшмидта, па 1 кг морской воды приходится 0,6 кг разрушенных горных пород; ири их разрушении извлекается и переводится в океап 66 % содержащегося в них натрия, 10% магния, 4% стронция, 2,5% калия, 1,9% кальция, 0,3% лития и т.д. Учитывая распространенность этих элементов в породах земной коры (показанную на рис. 5), нетрудно вычислить получающиеся концентрации соответствующих катионов в морской воде — они совпадают с фактическими характеристиками солености морской воды. В то же время содержание главных анионов в морской воде во много раз выше, чем их количества, которые могут быть извлечепы из горных пород. Особенно это относится к хлору и брому, которых в 1 кг современной морской воды в 200 и 50 раз больше, чем в 0,6 кг горных пород. Таким образом, хлор и бром могли попасть в воду толысо из продуктов дегазации маптии, и мы приходим к одному из основных тезисов А. П. Виноградова: все анионы морской воды возникли

из продуктов дегазации мантии, а катионы — из разрушенных горных пород. .

Общая соленость первичпого океана, определяемая содержанием анионов в продуктах дегазации мантии, была, вероятно, близка к современной, но соотношения катионов могли быть несколько иными, так как горные породы первичной коры были преимущественно ультра- основными и основными и соотношения Na/K и Mg/K в них были много больше, чем в современных горных породах (первичное изобилие магния и повышенное соотношение Mg/Ca в древних породах подтверждается, например, паличием в архейских осадочных породах магнийсодержащих осадков ——доломитов; таковы, например, известняки Булавайо в Южной Африке, возраст которых около 3 млрд, лет). Отметим еще, что в водах первичного океана отсутствовал анион окислеппой серы — сульфат SOJ-, что служит одним из свидетельств отсутствия в атмосфере и в океане тех времен свободного кислорода (к этому вопросу мы еще вернемся несколько пиже). Действительно, первые сульфатные осадки ——гипсы и ангидриды — обнаруживаются, по-видимому, лишь в грен- вильских породах Канады возрастом около 1 млрд, лет; кроме того, происходящее при окислении серы уменьшение изотопного отношения 貶5/34s (в сере метеоритов равного 22,22, а в сульфатах современной морской воды —— 21,76) впервые обнаруживается в сере древних осадков лишь в среднем протерозое. Таким образом, воды первичного океана были хлоридными, нейтральными (pH ~ 7) и бессульфатными.

Приведем еще и другие свидетельства отсутствия в древних атмосфере и океане свободного кислорода. Одним из наиболее важных является высокое значение отношения FeO/Fe2O3, закисного железа к окисному в древних изверженных (и затем метаморфизованных), а также в осадочных породах, особенно в глинах, тогда как в современных океапскпх глубоководных красных глинах это отношение упало до 1/7 (двухвалентное железо могло в изобилии поступать в гидросферу при ссрпентипизации мантийных гипербазитов в процессе образования земной коры). Это относится, в частности, ко встречающимся в катархее и архее железным рудам: основной рудной составляющей в них является магнетит — FeO Fe2O3. Таковы. например, катархейские силикатно-магнетитовые руды приазовского типа и архейские полосчатые магнетит-

сидерит-кремнистые руды алгомского типа (кстати, часто содержащие в виде примеси легко окисляющееся, но не окисленное сернистое железо ——пирит и пирротин). Наконец, в архее часто встречаются осадочные железомарганцевые руды, что также свидетельствует о недостатке кислорода, так как при таких условиях железо и марганец одинаково хорошо подвижны и мигрируют вместе, а при наличии кислорода их геохимические пути расходятся (железо теряет подвижность).

Аналогичные свидетельства дает присутствие в древних породах также и других легко окисляющихся, но не окисленных веществ: графита ——в мощных слоях катар- хейских гнейсов и мраморов, лазурита (содержащего Na2S)——в катархейских карбонатных породах, свежих и хорошо окатанных зерен пирита FeS2 匕 уранинита U3O8 (а кое-где даже урановых смолок U02)— в нижнепротерозойских золото-ураноиосных месторождениях Коли-Калтимо в Финляндии, Блайнд-Ривер в Канаде, Витватерсранд в Южной Африке, Жакобина в Бразилии и в других местах. Наконец, о недостатке кислорода свидетельствуют срав.нительпо низкие темпы выветривания древних пород.

Свободный кислород мог образовываться в первичной атмосфере в результате фотодиссоциации небольшой доли молекул водяного пара, т. е. их разложения под действием жесткой компоненты солпечного излучения. Однако, по расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла такое образование свободного кислорода должно быть весьма ограниченпым, так как кислород сам поглощал излучение, расщепляющее молекулы воды. При равновесии между этими двумя процессами содержание кислорода в атмосфере не могло превышать одной тысячной современного уровня, на самом же деле оно было много меньше, так как равновесие никогда не достигалось: весь образующийся кислород быстро затрачивался на окисление атмосферных газов ——СН4> СО, NH3 n Н2s. Из-за недостатка свободного кислорода в атмосфере, по-видимому, отсутствовал озоновый экран и тонкая первичная атмосфера была способной пропускать жесткие излучения Солнца до поверхности суши и океана.

Под действием жестких излучений Солнца, способных ускорять образование сложных молекул, в океане, по-ви- димому еще в катархее, образовался ряд сложных органических веществ до аминокислот включительно ——предполагать их образование необходимо, так как в архейских

осадочных породах уже обнаруживаются следы жизни (при отсутствии озонового экрана появившейся, вероятно, именно в океане, где первичные организмы были защищены от нсесткнх излучений Солнца некоторым слоем воды,— для этого вполпс достаточно 10-метрового слоя).

Лабораторными опытами С. Миллера в 1953 г. показано, что при воздействии электрических разрядов на смесь водяного пара, метана, аммиака и водорода, близкую по составу к газам некоторых вулканов, в ней образуются сложные органические вещества, в том числе алапин, глицин и другие аминокислоты. Экспериментальпо доказано также, что в указанной смеси образование сложной орга- пики до аминокислот включительно может происходить и под действием ультрафиолетовой радиации. В вулканических газах такой синтез может идти за счет высоких температур, при которых взаимодействие метана с аммпаком дает сипильпую кислоту HCN, метана с водой ——альдегиды RCOH, и в получающейся смеси аминокислоты синтезируются по так называемой схеме Штрекера. Отметим, что в горячих газах курильского вулкапа Алаид обнаружено большое количество синильной кислоты, а в гидротермальных растворах Камчатки н Курильских островов — производные синильной кислоты и различные аминокислоты. Укажем, наконец, что сложные органические вещества, включая аминокислоты, обнаружены в ряде каменных метеоритов, особенно в так называемых углистых.

Об эволюции жизни на Земле мы расскажем низке, здесь же отметим, во-первых, что наиболее древние достоверные остатки жизнедеятельности организмов найдены в кремнистых сланцах серии Фигового дерева системы Свазиленд (Барбертон) в Трансваале, возраст которых 3,1—3,4 млрд, лет, и, во-вторых, что одними из первых организмов были микроскопические одноклеточные водоросли, начиная с самых примитивных — синезеленых, которые осуп^сствляли фотосинтез органических веществ из углекислоты и воды с выделением свободного кислорода. Такая деятельность водорослей, а затем и сухопутных растений привела в конце концов к образованию на Земле кислородной атмосферы ——этого геохимического чуда, не имеющего аналогов на других планетах Солнечной системы.

Первые количества кислорода, вырабатывавшиеся во дорослями при фотосинтезе уже с начала архея, затрачивались на окисление атмосферных газов (а затем и пород

коры). При этом аммиак NH3 окислялся до молекулярного азота N2 (а часть аммиака поглощали организмы), и так, по-видимому, образовался почти весь азот современной атмосферы. Метан СН4 и окись углерода СО окислялись до СО2, и углекислота преимущественно уходила в морскую воду, превращая ее из исходной хлоридной в хлор и дно- карбонатную (и создавая в пей вместе с ионами Са2+ карбонат-бикарбонатовый буфер, способствовавший превращению «лишних» бикарбонатов в карбонатные осадки). Сера и сероводород окислялись до SO2 и SO3; в океане начал появляться сульфат SO?-, так что морская вода становилась хлоридно-карбонатно-сульфатной (как уже упоминалось, изотопное отношение S^/S" пачало уменьшаться со среднего протерозоя, а первые сульфатные осадки появились в верхнем рифее).

В горных породах пижпего протерозоя обнаружены многочисленные свидетельства происходившего в то время перехода от восстановительных к окислительным условиям в атмосфере и океане. Одним из наиболее важных свидетельств является измепепие поведения железа в морской воде: окисление закиси железа FeO до окиси Fe2O3 резко понизило подвижность железа и привело к массовому выпадению из водной взвеси гидратов окиси железа в комплексе с SiOa-^Н2О и органикой в осадки, преобразовавшиеся затем в многочислепные железистые кварциты нижнего протерозоя — джеспилиты Криворожского бассейпа и Курской магнитной аномалии в СССР, Верхнего озера в Северной Америке и ряда крупных месторождений в Индии.

Типичное для нижнего протезороя чередование слоев железистых кварцитов со сланцами указывает, возможно, на частую смену окислительных и восстановительных условий. Следует также упомянуть мощные пласты гематита и сидерита в нижнепротерозойских карбонатпых и терригепно-карбонатных отложениях Саткинской и Ба- кальской групп Южпого Урала, а также некоторых районов Карелии (СССР), Канады и США.

По данным Р. Е. Фолинсби (1971), проанализировавшего условия образования докембрийских осадочных и россыпных рудных месторождений, заметные количества свободного кислорода появились около 2,2 млрд, лет тому назад.

Над упоминавшимися выше золото-ураноиосньши конгломератами начала нижнего протерозоя располагаются карбонатные отложепия — доломиты и биогенные извест-

няки возрастом около 2,4—2,5 млрд, лет, & над ними впервые в разрезе древних осадков появляются красноцветы — породы, образовавшиеся из древних почв, содержавших окисное железо, которые могли формироваться лишь при появлспии в атмосфере свободного кислорода. Выше первого доломитового горизонта с биогенными известняками середины нижнего протерозоя золото-ураноносные конгломераты больше пе встречаются, так как при появлении в атмосфере кислорода обломочные сульфиды и уранинит окисляются и условия для одновременного накопления в россыпях урана и золота исчезают. Примером может служить урановая минерализация в гуронских породах Ка- пады, где золото-уранопосные конгломераты с окатанными зерпами пирита и уранинита находятся в сероцветных породах серии Эллиот-Лэйк; выше, в красноцветпых кварцитах серии Кобальт, вместо пирита присутствует гематит, а урановая минерализация исчезает.

В породах среднего протерозоя и тем более рифея остатки жизнедеятельности водорослей ——биогенные известняки —встречаются все чаще и чаще; очевидно, продуцирование свободного кислорода водорослями в эти эры нарастало. По расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла, содержание свободного кислорода в атмосфере в одну тысячную долю современного уровня (точка Юри) было достигнуто в среднем рифее, около 1,2 млрд, лет тому назад. К этому же выводу пришел и П. Клауд (1965) в результате обобщения палеонтологических, геологических и геохимических данных. Согласно Е. П. Акульшиной, А. В. Ивановской и Ю. П. Казанскому (1971), с этого времени начали образовываться мощные кислые выщелоченные коры выветривания в ряде областей на поверхности континентов, окрашенные гидроокислами железа в бурые и красные цвета (причем при захоронении окислы не восстанавливались из-за отсутствия па суше тех времен органического материала). Отметим, что отношепия азота к кислороду N2/O2 в газовых включениях в срсднерифей- ских кремнистых отлогкениях Восточной Сибири уже близки к их зпаченпям в современных атмосфере и гидросфере (IO. II. Казанский, В. Н. Катаева, Н. А. Щугурова (1969)).

Наличие свободного кислорода создало возможность для следующего крупного шага в эволюции жизни — появления организмов, потребляющих кислород,— жизотных. И действительно, наиболее древние остатка животных

GO

найдены в породах среднего протерозоя (трубочки червей в слоях Удоканской серии Забайкалья). Несомненное становление многоклеточных морских животных датируется началом верхнего рифея, около 1 млрд, лет тому назад. В венде обнаружено уже не менее 20 родов животных, преимущественно кишечнополостных («век медуз») и члепи- стоногих,——это так называемая эдиакарская бесскелетиая фауна (названная по местечку Эдиакара в Австралии, где в породах вендского возраста найдено много отпечатков этих животных).

С биологической точки зрения критическим уровнем содержания свободного кислорода в атмосфере является так называемая точка Пастера, около одной сотой от количества кислорода в современной атмосфере, при которой организмы переходят от использования энергии процессов ферментативного брожения к энергетически более эффективному (в 30—50 раз) окислению при дыхании. По расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла, точка Пастера была достигнута в конце венда, около 600 млп. лет тому назад, и это привело в начале фанерозоя к настоящему биологическому взрыву — массовому распространению практически всех типов животных (кроме хордовых).

Растения, осуществляющие фотосинтез первичной биологической продукции и потому являющиеся первоосновой всей жизни, вскоре начали проникать на сушу, вначале в наиболее примитивных формах (псилофиты) и очень медлепно ——одним из главных препятствий для проникновения жизни на сушу являлось отсутствие в атмосфере озонового экрана, который защищал бы живые организмы от жестких излучений Солпца. Л. Бсркнер и Л. Маршалл считают, что появлению озонового экрана около 400 млн. лет тому назад отвечало содержание кислорода в атмосфере порядка 10% современного уровпя, после чего современный уровень был достигнут очень быстро ——всего за несколько десятков миллионов лет — вследствие бурного фотосинтеза в гигантских лесах па континентах того времени.

Заканчивая на этом изложепие истории кислорода в атмосфере и гидросфере, отметим, что в настоящее время годовая продукция кислорода, выделяемого всеми растениями в море и па суше, имеет порядок 100—150 млрд, т (и распределяется между морем и сушей приблизительно поровну, составляя в море около 10% продукции массы водорослей), При таком темпе весь кислород атмосфе-

ры ——порядка 103 триллионов т ——был бы создан всего за десяток тысячелетий, однако практически весь продуцируемый сейчас кислород затрачивается на дыхание животных, окисление органических остатков, вулканических газов и на выветривание горных пород.

Остановимся теперь вкратце на истории углекислого газа. Первоначально оп попадает в атмосферу и гидросферу, несомненно, в продуктах дегазации мантии, в которых образуется путем высокотемпературных каталитических реакций графита с водой, разложения карбидов, температурной диссоциации первичных карбонатов, а затем также путем окисления метана и СО вулканических газов. Удаление углекислого газа из атмосферы и гидросферы происходит главным образом при образовании карбонатов ——в результате как химических реакций, так и биологических процессов (образование карбонатных оболочек и скелетов организмов); некоторая доля СО2 расходуется также па образование органического вещества в процессе фотосинтеза растений. Согласно подсчетам О. Г. Сорохти- на, химическое осаждение карбонатов все время ограничивалось лишь количеством СО2, тогда как вторая необходимая составляющая карбонатов — гидроокислы кальция, магния и железа — всегда находилась в большом избытке.

В катархее карбонатных пород немного; укажем прежде всего мраморы и известковистые кристаллические сланцы Прибайкалья, Побужья, Памира (Ваханская серия) и Юго-Востоппой Канады (серия Гренвилл), образовавшиеся, вероятно, из сульфатно-серпистых известяков и доломитов. В архее карбонатных пород, пожалуй, еще меньше. В нижнем протерозое, когда появился кислород, выросло количество СО2, морская вода стала хлоридно- карбопатпой и в ней образовалось карбопат-бикарбонат- пое равновесие, появились и мощные слои карбопатвых осадочных породт прея;де всего доломитов химического происхождения (при большом содержании СО2 и высоком щелочном резерве в морской воде доломитовое вещество насыщает воду и выпадает в осадок легче, чем СаСОз); примером может служить мощная доломитовая свита Трансвааля возрастом около 2 млрд. лет.

В дальнейшем в карбопатпых породах наблюдается пекоторый рост доли кальцита за счет доломитов (объясняемый, вероятно, снижением щелочного резерва морской воды; Р. В. Фэйрбрндж считает, что япачепие pH воды в среднем и верхнем протерозое могло падать до 4—5),

а также увеличение доли карбонатов биологического происхождения.

В венде содержание СО2 в океане, по-видимому, уменьшилось (возможно, вследствие затрат углекислоты при фотосинтезе водорослей), морская вода приобрела хлоридно-сульфатный характер и значение pH в пей опять достигло 7, допустив в некоторой мере образование карбонатов; может быть, это и содействовало появлению скелетов у животных в начале фанерозоя.

Позже, 360—280 млн. лет тому назад, развитие фотосинтезирующей растительности на суше привело, вероятно, к новому уменьшению содержания СО2 в атмосфере, а потому и в океане, и значение pH в морской воде выросло до современного уровня 7,5—8,5. Это, вероятно, содействовало вспышке в развитии организмов, выделяющих известь,——кокколитовых водорослей и одноклеточных животных — корненожек фораминифер (возникших еще в начале фанерозоя; в рассматриваемый период наибольшее развитие имели фораминиферы надсемейства фузу- линид). После некоторого спада такая вспышка повторилась 130—70 млн. лет тому назад, обусловив массовое выпадение биогенных карбонатных осадков мелового периода (причем наибольшее развитие из фораминифер имели нуммулиты). В настоящее время накоплепие карбонатов в Мировом океане происходит почти исключительно биологическим путем (причем основную роль в нем играют планктонные фораминиферы ——в холодных и умеренных водах глобигерины, а в теплых — глоборо- таллии)^

Глава 5

ЭВОЛЮЦИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Осадочные породы и скорость их образования. Подо- двигание океанской коры под континенты в зонах Заварицкого—Беньофа. Образование океанской коры в рифтовых зонах. Изверженные породы. Образование континентальной коры над зонами Заварицкого— Беньофа. Метаморфические породы, гранитизация. .Геохнмнческаи эволюция земной коры. История руд

Земная кора состоит из осадочных, изверженных и метаморфических пород. Рассмотрение их эволюции удобнее всего начать с осадочных пород, образование которых в океанах в настоящее время доступ по непосредствеиному наблюдению.

Скорости океанского осадкообразования оцениваются по возрастам различных слоев в колонках донных осадков, получаемых при помощи грунтовых трубок, и в кернах, извлекаемых при бурении океанского дна.

Относительный возраст слоев определяют палеонтологическим методом по видам организмов с известковыми раковивками — корненожек форашнифер и кокколитовых водорослей, а также организмов с кремнеземными раковинками — диатомовых водорослей и одноклеточных животных радиолярий^ анализируются и попавшие в оса- HQK，пыльца и споры наземных растений. Слои разного возраста различаются также по характеру их намагниченности, на чем основаны методы палеомагнитной стратиграфии^ к которым мы вернемся в главе 8.

Абсолютный возраст слоев осадков определяют изотопными методами ——ио содержанию в них радиоактивного изотопа углерода 14С (возраст до 50—60 тыс. пет); ионий-протактиниевым методом по изотопному отношению 2301/231Ра, а также радиево-иониевым, ионий-ториевым и протактиний-ториевым методами (возраст до 200 тыс. лет); по содержанию радиоактивных висмута (214Bi), алюминия (2вА1) и бериллия (10Ве) (возраст до 0,3, 3 и 10 млн. лет); калий-аргоновым методом.

Полученные указанными методами оценки скоростей осадкообразования, а также карты типов осадков показывают, что в осадкообразовании проявляется широтная, циркумконтинентальная и вертикальная зональность.

■В зонах срединно-океанских хребтов осадки встречаются лишь в разрозненных «карманах». Наименьшие скорости осадкообразования — меньше 1 мм за 1000 лет, а местами -дажЬ меньше 0,1 мм — наблюдаются в глубоких центральны! котловинах • океанов; осадки там имеют вид тонких слоев плотных красных глин. На большей части площадей Тихого и Индийского океанов осадконакопление про-, исходит со скоростями 3—10 мм за 1000 лет, причем обра^ зуются преимущественно карбонатные осадки. В высокоширотных и экваториальной зонах Тихого и Индийского океанов и на большей части площади Атлантического океана (в котором осадкообразование вообще происходит в несколько раз интенсивнее, чем в Тихом) скорость осадкообразования увеличивается до 10—30 мм за 1000 лет, а ближе к берегам — до 30—100, в краевых морях — до 100—500, а напротив устьев больших и мутг ных рек — до тысяч и даже десятков тысяч миллиметров за 1000 лет. Средняя по всей площади океанов скорость осадконакопления получается порядка десятков миллиме^ тров за 1000 лет. .

■ Другой способ оценки средней скорости осадкообраза-г вания ： заключается в подсчете источников осаждающегося вещества., Главным источником является твердое ве~ щество, выносимое с континентов реками в виде взвеси; по данным, изложенным в книге А. П. Лисицына (1974), его масса оценивается в 18,5 млрд, т в год, причем около 40% этой суммы дают - 11 крупнейших рёх — Хуанхэ, Ганг, Брахмапутра, Янцзы, Миссисипи, Амазонка, Инд, Иравади, Меконг, Оранжевая и Колорадо. Сток раство* ренных веществ оценивается в 3,2 млрд, т, снос твердого вещества ледниками и ветром — соответственно в 1,5 и 1,6 млрд, т, скорость размыва морских берегов и дна —— в 0,5 млрд, т в год. Вклад вулканического пепла в океаническое осадкообразование оценивается в 2—3 млрд, т в год. Наконец, из огромной годичной продукции планктона, порядка 550 млрд, т живого или 110 млрд, т сухого вещества, на дно океана осаждается лишь очень малая доля: карбонатного вещества — 1,36 и кремнистого — 0,46 млрд. т. По этим данным суммарная скорость океанского осадкообразования оценивается в 27 млрд, т в год. Поделив _ эту цифру на площадь океанов 3,6Х1018 см2 и на типичный объемный вес твердой фазы рыхлых осадков натуральной влажности, скажем на 1,5 г/см, получим среднюю скорость осадкообразования, равную 50 мм за

1000 理e s трсхпем ссответстквя е > прямыми намерениями. ' . .

Средняя скорость нараЕцизания оеадоииых пород плотностью 2,5 г/см3 получается равнок 3 см за 1000 лет (а скорость эрозии суши вдвое больше). При такой скорости осадкообразования 眠 4 млрд, лет геологического времени сформировалась бы: кора из осадочных пород толпщвоес 120 км й маессж 10,8*107 триллионов т, тогда как, по данныж глады L вея земная кора, состоящая из оеадочных, изверженных и метамор^песких пород, имеет среднюю, товщвну 33 км и массу 4,7-10® триллионов т (осадачнБхх хюрод в вей лишь оиож)2-10? тришшонов т). Даже если щшнягсЬу что скорость пеадкеобразованвя в течёяие большей части геологического временя была меньше современной, скаяеем, втрое, та за 4 млрд, лет вее же накопвлея бы слой осадо^кых псфод толщкной 40 км, тогда как в совфемеаноя ковгга^нтальво» ко;» его толщк- ва в среднем psima 3 км^ а в <жеянс»ой коре — всего 0,7 км< Т&1ШМ образом, мы сразу же 耍кхоздкм к ваяшсшу выводу о том, что должны действовав какие-то эффективные лее- 冬也務詠品履м 嘉№脚叫加叮 асядэт皿黨 жра9部иже/аттые u жетаморфически^ породи т/ттБталь典面 кары и 曲"己 полного исчет&мкая осадочных 九叩吟颦.е. g ухода из земной 薦арм * мнтию.

Опускаться в мантвю осадачвые шф<ЩБ1 игагут, веро- imaEc>Y шиш» вместе со всей несущей кору литосферной плитой. Наиболее подходящими местами для таких процессов представляются края литосферных влит. Естественно ожидать таа н* граниде между двумя сталкнваю- пцхм戰耳.лпосферякми плэтак» (несупршвг ваиример, одна оке#毗履уто, » другая коитивюнтальнукк кору) та кз них, которая обладает меньшей плавучестью (工.е. большей тютноетьк^ в прятеденво» врижере — ошавекая* заглубляется в жантиш под бол^е плавучую плиту. Тогда в зоне заглубляюхцежея плвты следует ожидать глубокофокусных землетрясешш.

Как отмечадюеь в главе L все，глубежофокуенне землей трясения, кроме ПамироГвндукушскит, происходят вдоль глубоктодных сжеансккх желобом, с мовтинентальной стороны ot нкх (и там же находится большинство действужь щйх вулканов). При этом глубйны фокусов землетрясеякй эакоя&мерно Ьотраетакгт по мере удалежия от желоба в сторону континента, дтаодя до зв$ттай <мшк> 700 км приблизительно на 赞爵皿 же 晔©гояак^х ot желоба

Рао. 1в. Изалншш гдубш ^емде* трясеняй в зоне жёлоба Тонга в Ткхом отсаие

Рис. 17, Лроекщш фокусов землетрясений, зарегистрированных в 1965 г., в ЗОО-километротмй! зоне вдоль желоба Тояга оа вертикальную ллоекоепц оершкдикдиифнуж) желобу,Рис. 17, Лроекщш фокусов землетрясений, зарегистрированных в 1965 г., в ЗОО-километротмй! зоне вдоль желоба Тояга оа вертикальную ллоекоепц оершкдикдиифнуж) желобу,Областа желоба с глубинами 6 жм ваштряхована

Рис. 17, Лроекщш фокусов землетрясений, зарегистрированных в 1965 г., в ЗОО-километротмй! зоне вдоль желоба Тояга оа вертикальную ллоекоепц оершкдикдиифнуж) желобу,

Рис. 17, Лроекщш фокусов землетрясений, зарегистрированных в 1965 г., в ЗОО-километротмй! зоне вдоль желоба Тояга оа вертикальную ллоекоепц оершкдикдиифнуж) желобу,

Хрис. 16)・ Проекции фокусов земштржении на вертикальную плоскость, перпендикулярную жедобу, вьфясовывают в вей эону ваглубляк^ейся плита (уходящей вглубь сначала под небольшим углом к горизонту, затем ——после излома год тяжестью верхней плиты под угяом порядка 45°, а с глубин в несколько сот километров икогда еще круче); см. яа рве. 17 ^лоб Тонга,

Еще b^J^^ г. выдающийся советский геолог А. Н. За- варицкий высхсазывал предположение о возможности подо двигания океанской коры под континенты в областях островных луг. Позже американский конструктор сейсмографов и электронных музыкальных. инструментов Г. Беньоф установил, что очаги глубокофокусных землетрясений сосредоточены в сравнительно тонких зонах, заглубляющихся под углами порядка 45° под края континентов или окраинных морей. Таким образом, зоны заглубления океанских плит справедливо именовать зонами Заварицкого^Бенъофа.

Оказалось, что механизмы глубокофокусных землетрясений, в том числе направления происходящих при них смещении в литосфере, соответствуют заглублению океанских плит под континентальные; скорости распространения сейсмических волн от промежуточных и глубоких очагов в пределах фокальной зоны на 4—7% выше, а затухание этих волн на порядок ниже, чем в окружающей мантии, т. в. фокальная зона действительно представляет собою плиту, более жесткую, чем окружающая мантия.

Движение плит вглубь создает вдоль океанских желобов, обычно на их континентальной стороне, зовы больших отрицательных аномалий силы тяжести — порядка 150—200 мгал, а перед ними, в зоне сжатия, и особенно зз ними, над уплотняющейся заглубившейся частью океанских плит, наблюдаются положительные гравитационные авомалии, но меньшие по величине. В качестве примера на рис. 18 приводится профиль гравитационных аномалий на меридиональном разрезе через Яванскии желоб в Индийском океане. Аномалия порядка ±200 мгал аналогична избыточному или недостаточному давлению в литосфере порядка ±1000 атм. Поддержание таких избыточных напряжений в течение миллионов и десятков миллионов лет удается объяснить только движением заглубляющихся литосферных плит. Отметим, наконец, минимумы геотермического потока тепла на континентальных склонах океанских желобов (где толщины сталкивающихся литосферных плит складываются), а также наличие в рельефе океанского дна перед желобами передовых валов, свидетельствующих о горизонтальном сжатии литосферы в этих зонах.

Рассмотрим теперь самый большой из океанов — Тихий. Большую долю его периферии — весь север и запад от Аляски до Новой Зеландии и юго-восток вдоль

всей Южной Америки — образуют зоны Эаварицкого — Беньофа, в которых океанская литосфера уходит, вгяубь, в мантию Земли. Значит, внутри океана должны находитьг ся области зарождения и растяжения новой океанской литосферы. Во всех океанах такими областями являются сре* динно-океанские хребты. Установлено, что на их осях в рифтовых долинах граница Мохоровичича, т. е. поверхность мантии, выклинивается 宜 выходит к поверхности дна океана (драгирование на ней приносит образцы ультра- основных мантийных пород). Геотермический поток тепла здесь достигает максимума, широко развит подводный и надводный вулканизм с излияниями толеитовых базальтов, выходами гидротерм и гидротермальными изменениями коренных пород. Рифтовые зоны на осях срединноокеанских хребтов весьма сейсмичны. Землетрясения в этих зонах только мелкофокусные, с глубинами очагов до 10—20 км (а глубже, по-видимому, начинается приподнятая здесь вязкая астеносфера, в которой землетрясений не бывает). Смещения при землетрясениях имеют характер сбросов, что, как и провалившиеся вниз рифтовые долины, указывает на происходящее горизонтальное растяжение литосферы (расходящимися течениями на вершине восходящей ветви конвекции в мантии).

Франко-американская экспедиция ФАМОУС в 1975 г. проводила детальный осмотр участка дна рифтовой долины в Срединно-Атлантическом хребте на глубинах около 4 км, используя обитаемые подводные аппараты — французский батискаф «Архимед», «ныряющее блюдце» «Циану» и американский «Алвин». При этом были обнаружены прямые визуальные свидетельства растяжения океанского дна в виде параллельных оси рифтовой долины трещин длиной от десятков метров до километров и шириной от дециметров у оси до десятков метров у крутых склонов рифтовой долины. Было обнаружено также, что наращивание новой океанской коры происходит путем излияния свежих базальтовых лав из цепочки маленьких вулканов (с высотами в десятки или немногие сотяи метров) вдоль полосы шириной в 1—3 км на оси рифтовой долины.

Можно думать, что пространство между раздвигающимися в обе стороны от оси рифтовой долины лито сферными плитами заполняется веществом астеносферы, которое, охлаждаясь сверху и кристаллизуясь, наращивает раздвигающиеся плиты. Пусть t — время охлаждейия

^равшув- расстояиша 力 ат аси рифтовой долины, деленному на скорость отодвигания) - Тогда, как и вообще в процессах внехпнего охлаждения теплопроводных матеря- алову толщина образующейся плитыг т. е. глубина охлаждения. 《а также пропорциональная ей глубина оседания нарастающее плиты, т. е. глубина океана над ней), будет расти пропорционально У? (а потому также пропорционально У%)・ О. Г. Сорохтин с успехом применил этот закон для описания- глубин океана в окрестности СрединноАтлантического хребта (для чего ему пршплось принять скорость отодвигания к западу от хребта равной 1,9 см/год, а к востоку —1,8 см/год)・ Результаты приведены на рис. 19.

Согласно изложенным данным океанская литосфера и кора образуются в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, раздвигаются в обе стороны конвекционными мантийными течениями- и, 倣^я до зон Заварицкого—— Беньофа, уходят вглубь^, в мантию Земли, так что дно океана движется от рифтовых зон до зон Заварицкого—— Беньофа, как лента конвейера. Прямая связь заглублеиия океанских плит в мантию в зона^с Заварицкого—Беньофа с их отодвиганием от осей рифтовых зон демонстрируется приблйзихельной пропорхщональностью между ширивоё полос эпицентров землетрясений над зонами З^варицко- го—Беньофа и скоростью отодййгания плит (рис. 20)*

Возраст того или или g宜ото участка океанской коры оказывается равным расстоянию этот участка от соответствующей. рифтовой долйны, деленному на соответствующую скорость отодвигания. Эти возрасты минимальнн в окрестностях рифтовых зон срединно-океанских хребтов и максимальны на перифериях океанов. П^и. типичной полупшрине океана 5000 км и типичных скоростях отодвигания 2—5 си/год типичный возраст дна океана на его периферии получается порядка f00—250 млн; лет, т. е. много меньше,, чем время существования Мирового океана, которым, таким образом, является древним образованием с молодым,, все время обновляющимся дном.

Идея о растяжении океанского дна была высказана еще в 1928 г. английским геологом Артуром Холмсом》который； однако,, сам считал ее предварительиой, пока не появятся фактические доказательства. Такие доказатель* ства накопились, и идея о раздвижении океанского дна была возрождена в статьях Г. Хесса и Р： Дитца 1*961— 1962 гг. Теперь эта идея явлйется одной из основ так ТО

ZH 第 XQd6 ・J -о оXAZBOHOHBe BR93dx OJOHOHlseHO’OHHnb&QxlugNSWMOH vhb 考 нкицзмнванао ..d

WK

堂管司邕甘孝呈昌三К育穹氣nw-83 DHndn/Л

.Индонезия •

х Х^ж^

" з&мещрясеь Испании

НоВал Зеландия,^

一 о. Северный

Фиджих 公

Япония-Манъ^урия

^ Южная Америка.

Марианы-^ Рюкю Новые Гебриды, л •. 12T7% 叽 # У

7Ьн?а・ ^^

Филиппины^Палау

} Курилы-Камчатка

Кермадек

^Южная Аляска^

/Восточные Алеуты

/ . Центральная Америка'偽做伙?7^^也^明时7 дугау^ ^Южные ЫвичеВы острова

./Шм Зеландия, о.Южный +中 Маккуори ^Алеутская дига близ 170° Z田變・Ьосггу1”нш16)1 圆g出屮 .如“

О5IQ

Вычисленная скорое 画開игмм (рерпендш寧ярно 明咻 с哂

Рис. 20. Зависимость между шириной полос эпицентров землетрясений иад зонами Заварицкого — Беньофа и скоростью подвигаиия океансиих плит

называемой новой глобальной тектоники (тектоники литосферных плит), которую мы изложим в главе 9.

Приняв концепцию об уходе в мантию в зонах Заварицкого—Беньофа океанской литосферы, коры и осадочных пород, мы снимаем кажущуюся трудность, создаваемую высокими темпами океанского осадкообразования, но, наоборот, приходим к необходимости объяснять наличиё в континентальной коре мощных древних слоев осадочных пород: как уже отмечалось, на континентах встречаются осадочные, породы возрастом до 3,8 млрд, лет, а мощности осадочных слоев доходят до 10—15 и даже до 25——30 км

(например, 30-километровые толщи переслоенных осадочных и вулканогенных пород в Андах). В современном океане многокилометровые мопщости слоев рыхлых осадков (со скоростями распространения сейсмических волн Р до 4 км/с) имеются лишь у основания материкового склона в некоторых краевых и внутренних морях (например, в Беринговом море 3—10 км, в Черном море 4—8 км, в Каспийском море до 10 км, у атлантического побережья США до 6—8 км, в северной части Индийского океана в областях выноса рек Ганг и Инд 2,5—3 км и более). Поэтому вполне вероятно, что мощные осадочные слои некоторых эон континентов образовались в существовавших там ранее краевых и внутренних морях.

Переходя к образованию изверженных пород, рассмотрим сначала вулканические, а затем также и плутонические породы. В настоящее время известно 808 действующих вулканов, для 569 из них зарегистрированы даты извержений. Их распределение на земном шаре показано на рис. 8. На рисунке видно, что большинство вулканов находится в зонах Заварицкого——Беньофа, с континентальной стороны от глубоководных океанских желобов. Некоторая часть действующих вулканов находится в центральных районах океанов, преимущественно в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (к ним относятся, в частности, вулканы Исландии), а также на поперечных трансформных разломах (к ним, по-видимому, относятся вулканы Гавайских островов); вероятно, немало подводных срединно-океанских вулканов еще не зарегистрировано.

Породы, образующиеся в результате извержений срединно-океанских вулканов,— это в основном так называемые толеитовые базальты, слагающие второй слой океанской коры. На примере вулканических серий Гавайских островов известно, что толеитовые базальтовые магмы высокотемпературны, образуются в астеносфере сравнительно глубоко и выбрасываются при извержениях первыми; во втором слое океанской коры они должны занимать нижние горизонты. Затем появляются более тугоплавкие и менее глубинные высокоглиноземистые оливи- новые базальты^ занимающие верхние горизонты второго слоя. Наконец, изливается небольшое количество остаточных, наименее горячих и наименее глубинных щелочных нефелиновых базальтов.

Совершенно иной характер имеют породы, образую- №еся при извержениях вулканов в зонах Заварицкого —

.«■о* М. Дмв пород © Ашигашш 心одёржанием кремнезема в лавах, изпивахмцихси из вулканов Ку- -рвякеша оетрмов Е е к. Мар-

Рис. 22. Распределение температуры в илите океанской лито- 毋龜рн еголщниой 80 龎叫 ваглубля* ющейоя в шнтшо оо скоростью 8 'См/год (по М. Токсёау, Дж. Ми* яеару и Б. Джулиану (W71))Рис. 22. Распределение температуры в илите океанской лито- 毋龜рн еголщниой 80 龎叫 ваглубля* ющейоя в шнтшо оо скоростью 8 'См/год (по М. Токсёау, Дж. Ми* яеару и Б. Джулиану (W71))r@户"30方m/"6fm аатсяt8я/го.еt 43Vr@户"30方m/"6fm аатсяt8я/го.еt 43VБеньофа. В качестве гаш(чшэгв 理皿呻а 區& ркс. 21 лриве- деш>1 даннБке о шсташе лав, шливакгщнх侬 皿в взогканов Курильских островов, no SL К. Ма^хтаику (вдесь кзлт ивлхшшиеся лаэы,覆 не торавдо более рюпростравежнюв вулканияе^ве леплы, так как шюледние <шлзб£№£ кашня- ютет в регужьтате внешних хо^^ствий). На графвве видно, что базальтов вдесь уже мало (19%), больше всего пород с 1ф0межуточтши о®北呼推аякяш жремнезема — андезшго-бааа^тов^ о^ези^ов ж тндезипнАх^итое (28§+ гЬ35,8+13,1 %), появлнвхгся ютзлые породы — риолито-да^ циты и риолита (3,2% )^ Здесь же образуются и интрузивные (плуоюнические) лшроды промежуточного и кислого состава — диориты, гранодиориты и хфавнты. Объясиить это отличие от срединно-океанского вулканизма можно тем, что магмы вулктое и плутонов е зонах Завархщко^о —

Рис. 22. Распределение температуры в илите океанской лито- 毋龜рн еголщниой 80 龎叫 ваглубля* ющейоя в шнтшо оо скоростью 8 'См/год (по М. Токсёау, Дж. Ми* яеару и Б. Джулиану (W71))

Рис. 22. Распределение температуры в илите океанской лито- 毋龜рн еголщниой 80 龎叫 ваглубля* ющейоя в шнтшо оо скоростью 8 'См/год (по М. Токсёау, Дж. Ми* яеару и Б. Джулиану (W71))

r@户"30方m/"6fm аатсяt8я/го.еt 43V

r@户"30方m/"6fm аатсяt8я/го.еt 43V

Беньофф выплавляются 的 из мантий, а из за^у/^бляющих^ ся в нее 6 зтих гонах плит океанской литосферы, попадающих в условия высоких температур и давлений. Предположение о связк андезитового магматизма .с процессами в зонах заглубления океанской коры А. Н. Заваркцкий высказывал еще в ЗОх годах этого века.

На рие. 22 показано рассчитанное М. Токсёзом, Дж. Минеаром 风 Б. Джулианом (1971) распределение температуры в плате океанской керы толрцвдрй 80 км, заглубляющейся в мантию ео екрроетью & сэ^род. Плита в целом остается на всех глубинах заметно' более* холодной, чем мантия, но темвературы в ней, коиетао,. все ясе ко мере заглубления возрастают, особенно на ее границах, где выделяется много тепла из-аа трения. Одаим из важнейших эффектов этого прогрева до^киа быть дегидратация серкевтннитов* третьего слоя оюаяекой коры, т. е* их распад е выдежнием воды；

Выделяющийся 磔н таких процессах войной пар насыщается кремнеземом,щелочами» летучими компонента-* ми из пород океанской коры1t в томчисле рвдоаг веществ, ковцентрировавшихся 1ф« ❷而азовакшк осадачных пород. Вследетвяе перегрева этоге пара в нем развивается более высокое давление, тем в окружающих породах, и <ж поднимается вверх, Ефошктываяв ж прогревая: вышележащие порода. Вследствие иасшцения водой температуры плавления последних силжаяотея, ау пасколвну с паром 目 них поступают Ефемнезем 近 хцелочи, эта соадает условия для развития тлпхшшого авдевитоиого и кислого магматизма зон Заварицкого — Веяшфа.

Ио мере дажБаежшвго заглублешся плиты при ее прогреве ветле 7О0℃ (иа глубинах больше 80—100 км) все осадочш)1е и базальтовые породы окегшской корн расплав- ляютсяг 1гг выжтасаясъ наверх вместе с выделившимися в® третьего- слот корьг флюядамз^ формируют в каре1 вышележащей твитьс, шА-видиякяиу, все' 面呼尊取！ грайитно-мета- ^)画Ьтекор® и базальтового слпен^. превращающих эту кору в контиюктальную. В продашкающей^ заглубляться плите от QSiea^&w& коры остаются лшпь ол«вя&хг и ок近с- лы железаг никеля, хром» 亙 ма^анця, Вбеэдж эфи вещества на состава еер^нтинитоа третьего еш»я океаясютй коры и слюяста остаток & состжкш базалквта； второго слоя и (мш&нских осадаов в нропорцкгах р也!隱b:гр出二(где 口产3, 第—2781a pi==2 к/ема，—яшнЕност 支鲤绚宓 этаж 加зев, а h3==4,5, h3^l,5, и %=0,5 км —их толщишлУг О. F. Сорох-

тин с соавторами (1971) получили состав континентальной коры, очень близкий к известному по геологическим данным.

Дополнительным аргументом в пользу изложенных представлений об образовании континентальной коры может служить следующий расчет тех же авторов. При суммарной длине всех зон Заварицкого—Беньофа 60 тыс. км, средней скорости заглубления океанских плит 5 см/год, суммарной толщине океанской коры 6,5 км и ее средней плотности 2,88 г/см3 за год в мантию заглубляется около 56 млрд, т вещества океанской коры. Если раньше этот процесс происходил медленнее, в среднем, скажем, на 25%, то за 4,5 млрд, лет геологической истории Земли через зоны Заварицкого——Беньофа прошло 1,9 • 10® триллионов т океанской коры. Вычтя отсюда тугоплавкую часть третьего слоя, по изложенному выше расчету составляющую около 3/4 всей массы океанской корн, убеждаемся, что на образование континентальной коры могло пойти около 4,8 • 107 триллионов т вещества ——приблизительно вдвое больше всей ее современной массы. Таким образом, выделение летучих и легкоплавких компонент океанской коры 6 зонах Заварицкого—Беньофа оказывается более чем достаточно эффективным механизмом образования континентальной коры: по нашему расчету, на образование последней уходит лишь половина легкоплавких компонент (другая половина остается в мантии).

Изложенный механизм образования континентальной коры дает объяснение концентрированию в ней (особенно в гранитах) ряда веществ из состава летучих и легкоплавких компонент океанской коры, в том числе урана, тория и щелочей: например, окиси калия (К2О) в континентальной коре 2,9%, тогда как в современной мантии ее содержание в 100—1000 раз меньше! Первичное концентрирование калия происходит, по-видимому, при образовании глубоководных океанских осадков ——илов и глин, поглощающих калий из морской воды, причем он входит в состав гидрослюды. В современных глубоководных осадках содержание К2О достигает 2—3%, а раньше, когда вынос калия из мантии был более высоким (см.рис. 14, 5), его было больше и в осадках (в водных алюмосиликатах —* глауконитах среднего протерозоя было до 10% К2О, а к концу протерозоя эта концентрация упала до 7%; в глинах Русской платформы она уменьшилась о 4% в рифее до 2,6% в кайнозое). ，

“ При заглублении океанской коры в зонах Заварицко- го——Беньофа гидрослюда теряет воду и превращается в обычную белую слюду ——мусковит; последний в присутствии свободного кремнезема разлагается, выделяя калиевый полевой шпат ——ортоклаз. При температурах выше 700° ортоклаз легко переходит в расплавы и уходит из зон Заварицкого—Беньофа вверх, в образующуюся континентальную кору (О. Г. Сорохтин).

Перейдем теперь к рассмотрению метаморфических пород, образующихся из осадочных и изверженных пород в результате изменения их минерального состава под действием высоких давлений и температур в глубоких слоях земной коры (до температур 600—700°, давлений 10— 12 тыс. атм и глубин 30—40 км; глубже ряд пород уже плавится).

Метаморфизм, по-видимому, особенно широко развит в зонах Заварицкого—Бепьофа — в заглубляющихся в мантию океанских плитах и в погружающихся из-за своего веса толщах осадков краевых морей {метаморфизм погружения), а также в породах над заглубляющимися океанскими плитами (в частности, контактный метаморфизм вблизи внедряющихся снизу раскаленных магматических тел — огромных гранитных и гранодиоритовых батолитов площадью свыше 100 км2 и мощностью до 10—30 км, меньших по площади штоков^ менее мощных котлообразных лополитов, грибообразных внедрений между слоями пород — лакколитов, внедрений с параллельными невозмущенным слоям границами — силлов и столбчатых интрузий с пересекающими слои границами ——даек).

П. Эскола ввел понятие о метаморфических фациях — сериях минеральных ассоциаций, образующихся и сохраняющих равновесие в определенных интервалах давлений и температур и отражающих постоянные соотношения между химическим и минеральным составом пород. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями, показаны на рис. 23. При росте давления и температуры, скажем, со средним геотермическим градиентом 30°/км последовательно образуются следующие фации: 1) цеолитовая (ряд алюмогидросили- катов в ассоциациях со светлыми слюдами и с кварцем); 2) зеленосланцевая (слюда ——хлорит, алюмосил икат- эпидот, амфибол ——актинолит, натриевый полевой шпат- альбит, иногда выделяют более высокую стадию метаморфизма ——зпидот-альбитовую фацию); 3) амфиболитовая

Температура、℃Температура、℃Рис. 28. бблаети давлеиий в температур, заквмаемые разлвчнымн метамор- фкческими фацяямн'Рис. 28. бблаети давлеиий в температур, заквмаемые разлвчнымн метамор- фкческими фацяямн'0爸工 JRHW9D00爸工 JRHW9D0

Температура、℃

Температура、℃

Рис. 28. бблаети давлеиий в температур, заквмаемые разлвчнымн метамор- фкческими фацяямн'

Рис. 28. бблаети давлеиий в температур, заквмаемые разлвчнымн метамор- фкческими фацяямн'

0爸工 JRHW9D0

0爸工 JRHW9D0

(амфибол ——роговая обманка^ полевой шпат — плагаоклаз, гранат, слюда—биотит); 4) гранулитовая (пироксены, кальциевый плагиоклаз—анортит); 5) наиболее глубинная эклогитовая (пироксены и гранаты). При низких температурах с ростом давления за цеолитами следует фация голубых сланцев (голубой амфибол—глаукофан, гранат и др・)・ При низких давлениях с ростом температуры (контактный метаморфизм) за цеолитами следуют фации роговообманковых и затем пироксеновых роговиков.

Метаморфические породы образуются в глубинах земной коры, но в результате тектонических движений и размыва вышележащих слоев они могут обнажиться ва поверхности Земли. Примером служат упоминавшиеся в главе 2 офиолитовые ассоциаций пород.

Их местоположение показано на тектонической Карте мира (рис. 4). В СССР они встречаются на Урале, Кавка- ве, в Центрально-Азиатском складчатом поясе, на Сихотэ- Алине и Камчатке. Офиолитовые ассоциации представляет собой чередование глубоководных кремнистых осадков ^часто с радиоляриями), подводных подушечных лав и Пород, основного и ультраосновного состава обычно в состоянии метаморфизму зеленосланцевой, а иногда даже амфиболитовой фацкщ Офиолитовые ассоциации пород по

составу и строению вполне аналогичны океаивкой коре. Академик А. В. Пейве (1969) показал, что они могут рассматриваться 骂餌 остатки древней океанской коры зон Заварицкого—Беньофа. С офиолитами обычно ассоциируются также метаморфические породы фации голубых сланцев, образовавшиеся из осадков При низких температурах, но высоких давлениях в условйях сжатия зон Заварицкого—Беньофа.

Крайней степенью метаморфизма является частичное плавление породы, начинающееся при возрастании температуры, естественно, с самых легкоплавких минералов дли с их эвтектических смесей, если таковые имеются в породе (эвтектической называется смесь, температура плавления которой ниже, чем у всех составных частей смеси по отдельности )л Такой начальный зтап частичного плавления породы называется анатексисом. В породах коры над зонами Заварицкого—Беньофа анатексис может вызываться их протштывашем попадающими в них снизу горячими насьпцениьши кремнеземом и щелочами флюидами (возможно также разогревание пород при химических реакциях с тепловыделением).

Явления, происходящие в зонах глубинного метаморфизма при участии возникающих вследствие анатексиса расплавов, называются гранитизацией цород. Такие рас-, плавы обладают большой вязкостью и, как правило, редко доходят до поверхности кори, т. е. при застывании обычно образуют плутонические, а не вулканические породы. Гео* логи отмечают, что гранитно-метаморфический слой в кри- сталличееком фундаменте контииентов сложен, по-виДи- ному, преимущественно не настоящими гранитами, а сланцеватыми кислыми гнейсами явно метаморфического происхождения и что многие крупные гранитные тела— батолиты — обнаруживают проявления метаморфизма и де имеют вулканических эквивалентов.

Процессы метаморфизма, а затем и плавления пород в плитах океанской литосферы, заглубдяющихея в мантию, и пород над этими плитами должны создавать специфическую геохимическую зональность иавержевных пород в коре над зонами Заварицкого—Ёеньофа — их закономерное изменение с расстоянием от соответствующих глубоководных океанских желобов. Уже ва малых расстояниях происходит десерпентинизахщя гипербазитов третьего слоя заглубляющейся сжеавскоЁ коры, так что. содержание воды, кремнезема и летучих веществ в вулканических

продуктах здесь макеимально, а дальше оно убывает. Наоборот, содержание веществ, освобождающихся из океанской коры лишь на высоких ступенях - метаморфизма, с расстоянием должно увеличиваться; это относится, в частности, к калию, приобретающему подвижность лишь в результате наиболее высокотемпературных процессов разложения слюды. Эти закономерности получают хорошее подтверждение в данных по вулканам Курильских островов: в их продуктах содержание Н2О, SiO2 и летучих веществ с удалением от желоба убывает, а содержание калия и отношение K2O/Na2O возрастают.

Геологами установлено следующее чередование рудных полезных ископаемых в зонах Восточной Азии. В зонах с офиолитовыми ассоциациями встречаются медь, золото, хром, никель, платина. В зоне интенсивного андезитового вулканизма сначала идет подзона с гранитными и гранодиоритовыми батолитами и месторождениями золота, свинца, олова, а часто и молибдепа, а затем подзона с мелкими гранитными интрузиями и месторождениями редких металлов, полиметаллов, олова и вольфрама. Наконец, в зоне щелочного магматизма обнаруживаются месторождения редких элементов. Отметим, что предположение о связи зональности полезных ископаемых Тихоокеанского пояса с процессами в зонах пододвигания океанской коры под континент высказывалось советским геологом С. С. Смирновым еще в 30-х годах текущего столетия.

Переработка осадочных пород океанской коры в зонах Заварицкого—Беньофа замыкает цикл выветривание-^ снос -> осадкообразование -> заглубление -> метаморфизм -> магматизм 个 выветривание^ через который могла проходить (может быть, даже многократно) значительная доля материала континентальной коры. Прохождение через такие циклы должно было уравнивать средние составы изверженных и осадочно-метаморфических пород; и действительно, Л. Б. Ронов обнаружил, что при одинаковом содержании кремнезема в породах этих двух типов оказывается одинаковым также и содержание глинозема. Однако в этих циклах осуществлялась, наоборот, резкая дифференциация различных составных частей пород и образовывались, нередко при участии живых организмов, местные концентрации ряда веществ. Таким образом, возникала и росла пеоднородность земной коры.

Итак, по изложенным представлениям континентальная кора формируется путем переработки океанской; океан-

ская ясе кора образуется путем вьшлшки легкоплавких компонент из мантии, что, стало быть, и является первичным процессом образования и роста земной коры. Поэтому эволюция суммарного состава коры должна следовать за эволюцией состава мантии. В последней, как указывалось в конце главы 3, главным процессом' было постепенное обогащение кремнеземом, остающимся после перехода железа в ядро. Первичная мантия была недонасыщена кремнеземом, и выплавки из нее образовали катархейскую кору из основных пород (вероятно, анортозитов, состоящих в основном из кальциевого полевого пшата — анортита) с включепиями гипербазитов. Продукты их разрушения составляют 60% в осадочных породах нижнего архея возрастом 3,5—3 млрд, лет (рис. 24). Еще 20% в них составляют продукты разрушения андезитовых пород — граувакки, 15% — разрушенные метаморфические амфиболито- выс породы, остальное — кварциты.

В нижнем протерозое осуществлялся ряд важных геохимических процессов: 1) из мантии начали выплавляться толеитовые базальты; 2) уровень океана поднялся выше срединно-океанских хребтов, стала осуществляться полная серпентинизация гипербазитов третьего слоя океанской коры и выделяющиеся при этом карбонаты положили начало широкому образованию карбонатных осадков; 3) произошло массовое выпадение железистых кварцитов—джеспилитов; 4) возникли осадочные толщи, по составу близкие к гранитам; 5) появились первые настоящие андезитовые лавы (обнаруженные в Карелии); 6) вслед за широким развитием карбонатных осадков образовались первые щелочные интрузии и близкие к ним по типу граниты рапа- киви. В осадочных породах нижнего протерозоя, возраст которых 2,6—1,9 млрд, лет (рис. 24), разрушенных эффу- зивов и граувакков уже только 25%; сланцы и глины, по составу близкие к гранитам, выходят на первое место — 35%; железистые кварциты, а также конгломераты и пески дают по 15% и 10% составляют карбонаты.

В начале среднего протерозоя, когда вся океанская кора уже приобрела современный характер с полностью серпентинизированным третьим слоем, земную кору охватила широкая волна всеобщего метаморфизма, породившая крупнейшие плутоны гранитоидов и чарнокиты (см. главу 2). В осадочных породах среднего и верхнего протерозоя, возраст которых 1,9—0,6 млрд, лет, доминируют уже продукты разрушения метаморфических пород ——ам-

Рис. 24. ЛонемС^рийская аволкь ция состава осадочных пород (по А. И. Тугаринову н Г. В. Борткевичу)

I — железистые кварциты; 2 — карбонаты; 3 i амфиболитовые сланцы и глины; 4 — кварциты, конгломераты, пески; 3 — п>аувакки; 6 — продукты разрушения основных и удьтраосновных изверженных пород

фиболиты и глины, конгломераты и вески занимают по 30%; доля разрушенных эффузивов падает до 20%, до этой же величины возрастает доля карбонатов, железистые кварциты исчезают.

В заключение настоящей главы уместно затронуть проблему наибольшей практической важности — историю образования месторождений полезных ископаемых. Первичное концентрированне ряда веществ могло происходить еще при выплавках легкоплавких и летучих компонент ЙЬ мантии в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, рудоформирующие эффекты повышенных концентраций ряда металлов гидротермальных растворов рифтовых зон обнаружены экспедицией А. П. Лисицына в Тихом океане. Вторичное концентрирование происходило как при осадкообразовании, так и при переработке океанской коры в зонах Заварнцкого——Беньофа (включая деятельность гидротермальных растворов в породах над этими зонами).

Остановимся вкратце на истории месторождений золота, урана, свинца, железа и меди, следуя А. И. Тугаринову (1973). Золото относится к элементам сидерофильным, т. е. имеющим сродство с железом. Поэтому концентрация золота в мантии и, следовательно, в выплавляющихся из нее базальтах должна была уменьшаться со временем по мере перехода железа из мантии в ядро. Это служит объяснением тому, что самые крупные месторсждения золота —Колар (Индия), Йеллоунайф (Канада), ГранЯс-Майн

(Бразилия) и Вмтватереранд (ЮАР^ — оказываюхсл чрезвычайно древними: они сосредоточены в метаморфизованных архейских основных породах или в зонах действия возникших в них гидротермальных растворов, Возраст которых 3,1—2,6 млрд. лет.

Уран принадлежит к литофильным элементам, имеиь щим сродство с силикатами. Его наиболее древние крупные месторождения относятся к концу архея и первой половине нижнего протерозоя (Витватерсранд 宀 около 2,7 млрд, лет) и имеют осадочный характер. Гидротермальные месторождения (по-видимому, над зонами Зава* рицкого—Беньофа) образовывались в последующие тектоно-магматические эпохи (т. е. эпохи активизации зон Заварицкого——Беньофа) начиная с Балтийской (в Канаде —Атабаска, 1,8 млрд, лет, и Медвежье озеро, 1,4 млрд, лет; в Австралии ——Радиум-Хилл и Иса-Майн, 1,7 млрд, дет; в Африке — Катанга, 620 млн. лет; в Европе — Иоахимсталь, 280 млн. лет).

Свинец относится к халькофильным элементам, имеющим сродство с серой, его наиболее распространенная руда —это галенит PbS. Его месторождения связаны с тектоно-магматическими эпохами начиная с самой ранней — Белозерсзсой (3,5 млрд. лет). Однако в дорифейское время, пока осадочная дифференциация коры была еще незначительной, образовались лишь некрупные месторождения свинца, а крупные стали возникать на разных континентах почти одновременно в Карельскую тектоно-магматическую эпоху в раннем рифее (Брокен-Хилл в Австралии — 1,7 млрд, лет, Сулливан в Канаде — около 1,6 млрд, лет, Завар в Индии — около 1,5 млрд. лет). Их образование происходило путем накопления свинца при осадкообразовании и последующего преобразования под влиянием интрузий.

Содержание железа в мантии уменьшается по мере его перехода в ядро (см. рис. 13), соответственно сокращается и его поступление в кору. Позтому не удивительно, что наиболее крупные месторождения железных руд имеют очень большой возраст: зто железокварцевые осадки нижнего протерозоя (джеспилиты), образовавшиеся в результате потери подвижности железа после окисления его закисей до окисей, как об этом было рассказано в предыдущей главе. До этого железо было подвижным и его химическое осаждение происходило лишь в небольших масштабах, а позже новые руды образовывались в основном путем 83

переработки уже имеющихся осадочных концентраций железа. Укажем, наконец, весьма обильные современные Осадочные руды ——железомарганцевые конкреции на поверхности дна глубокого океана, количество которых оценивается в 1—2 триллиона т; в Тихом океане они содержат в среднем 24% марганца, 14% железа и заметпые количества ряда других металлов.

Медь ——это халькофильный элемент; в числе распространенных медьсодержащих минералов следует назвать медный колчедан халькопирит, медный блеск халькозин, ковеллин. Имеются крупные осадочные месторождения —— медистые песчаники и сланцы древнего возраста (нижнепротерозойское Удоканское в Забайкалье и верхнепротерозойские Мосабони в Индии, Меденосный пояс в Замбии и Заире), а также более поздние прожилково-вкрапленные медно порфировые и медно-молибдеповые руды, связанные с интрузиями над зонами Заварицкого—Беньофа (кайнозойский Меденосный пояс Чили, Бингем в США, Валли-Konuep в Кападе н др.),

Глава 6

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПЕРИОДЫ ФАНЕРОЗОЯ

История периодизации фанерозоя. Геологические перп- оды и их характеристика. Тектоническое обоснование периодизации; Каледонская, Герцинская п Альпийская тектоио-магматические эпохи. Фаиероаойекая история континентов и океанов; обравоваиве н распад Гоидваны и Лавравии

В последующих главах нам придется многократно упоминать различные подразделения фанерозоя ——последних 570 млн. лет истории Земли, о которых накоплены наиболее детальные сведения (полученные при изучении пород континентальной коры и, в частности, хранящихся в них достоверных остатков организмов) и которые явились основным предметом исследования классической геологии XIX и первой половины XX в. В итоге классическая геология смогла воссоздать во многих деталях фане- розойскую эволюцию континентальной коры.

О структуре, свойствах и поведении океанской коры классическая геология практически не имела сведе-< ний, что крайне затрудняло понимание движений земной коры в целом или, как говорят, глобальной тектоники Земли. Сейчас построение исторической геологии океанской коры (и тем самым земной коры в целом) уже началось, в связи с чем созданное классиками здание современной геологии подвергается революционной перестройке. О некоторых новых воззрениях уже говорилось в предыдущей главе (образование новой океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, растяжение океанского дна, заглубление океанской литосферы в мантию в зонах Заварицкого—Беньофа), другие будут рассмотрены ниже. Эта же глава посвящается краткому из- ложепию основных сведений классической исторической геологии фанерозоя.

Термин фанерозой (от греческих слов фанерос ——явный, зоэ ——жизнь) введен Чедвиком в 1930 г. Доля докембрийских пород в обнажениях на поверхности Землн невелика, в обнажениях же, которые были известны геологам XIX в., она практически была равна нулю, так что Для них фанерозойские породы исчерпывали всю геологическую летопись. Еще Ардуино (1759) предложил делить

эти породы по степени их древности па первичные, вторичные и третичные (последний из этих терминов сохранился и сейчас, он используется для наименования первого периода кайнозойской эры). Расчленение фанерозоя на три эры — древней жизни (палеозой, PZ, длительпостью 340 млн. лет), средней жизни (мезогой, MZ, длительностью 163 млн. лет) и новой жизни (кайнозой, KZ, последние 67 млн. лет вцлоть до нашего времени)——окончательно было введено Дж. Филлипсом в 1841 г. С биологической точки зрения палеозой может быть вкратце охарактеризован как эра господства морских беспозвоночных, рыб* и земноводных, мезозой — пресмыкающихся и кайнозой ——млекопитающих.

Эры делятся на периоды, периоды ——на эпохи, эпохи 一 на века; имеются и еще более мелкие подразделения. Всем им даны наименования в основном по местностям, в которых были встречены наиболее яркие или типичные обнажения соответствующих осадочных слоев. Обобщающая колонка 《толщи с окаменелостями» впервые была предложена Чарлзом Лайелем в 1839 г.

В дальнейшем расчленение трех эр фанерозоя на геологические периоды многократно пересматривалось, пока не сложилась современная номенклатура, приведенная в табл. 5. Третичный период рааделяют на палеогеновый и неогеновый (в табл. 5 указаны также эпохи); каменноугольный (карбон) — на пенсильванский и миссисипский. В таблице указаны также применяю щи еся сокращенные обозначения ар и периодов. Наконец, в ней приведен абсолютный возраст границ между периодами в миллионах лет (и в скобках после нанменований эр и периодов ——их продолжительность), определенный калий-аргоновым методом и утвержденный Международной геохронологической комиссией в 1965 г. (отметим, что первая шкала абсолютного возраста геологических периодов фаперозоя была составлена А, Холмсом по данным свинцового метода еще в 1947 г.; современная шкала отличается от нее лишь немногим). Дадим теперь краткую характеристику каждому из геологических пет риодов начиная с самых древних.

Кембрий был выделен английским геологом А. Седжвиком в 1835 г., назван но древнему наименованию аягляиской провинции Уэльс, где встречаются древяме сланцы этого периода. В докембрийское время, в ковде венда, территории современных континентов были в основа

Таблица 5

Геологические периоды фаиеровоя

Эрэ

Период

Возраст, млн. лет

Кайнозой, KZ (67)

Четвертичный, Q (1,5—2)

1,5±0,5

9土3

25土2

37 土 2

58±4

67土3

137土5

195±5

230±10

285±10

325+10

350+10

405 土 10

44吐 10 500±15

57吐15

Третичный, Тг (65)

Неогеи, N (23)

Плиоцен (7)

Миоцев (16)

Палеоген, Р (42)

Олигоцен (12)

Эоцен (21)

Палеоцен (9)

Мезозой, MZ (163)

Мел, К (70)

Юра, J (58)

Триас, Т (35)

Пермь, Р (55)

Карбон, С (65)

Певсильвания (40)

Миссисипи (25)

Палеозой, PZ (340)

Девон, D (55)

Силур, S (35)

Ордовик, О (60)

Кембрий, € (70)

ном осушенными (как говорят, венд был геократической эрой), а начало кембрия ознаменовалось обширным наступлением моря [трансгрессией) сменившимся затем в середине периода некоторым отступанием {регрессией) во время Салаирской тектоно-магматической эпохи (см. с. 31). Если докембрийская (вендская) фауна была бес- скелетной, то в кембрии появились животные со скелета* ми, раковинами и аанцирями. Особое развитие получили

Рис, 25. Отпечаток среднекембрийского трилобита (Сибирская плат* форма)

трилобиты (рис. 25) — подкласс морских членистоногих, впоследствии вымерших, размерами 2—10 см, ипогда до 75 см (из ныне существующих животных на них больше всего похожи представители отряда мечехвостов、так называемые кингкрабы). Для раннего кембрия характерны также похожие на губок рифообразующие животные с известковым скелетом археоциаты. Упомянем еще плече- ногих (брахиопод) с двустворчатой раковиной и ряд других животных.

Ордовик введен как нижняя эпоха силура английским геологом Р・ Мурчисоном в 1835 г.; название предло* 88

жено Лапворсом (1879 г.) но древнему кельтскому племени ордовиков, населявших Северный Уэльс во врем ена Римской империи; в Уэльсе имеются граувакковые толщи этого периода; в качестве самостоятельного периода утвержден лишь в 1960 г. (21-й сессией Международного геологического конгресса). Его первая половина ознаменовалась обширными трансгрессиями моря, в результате которых середина ордовика оказалась талассократической эпохой; во время этой эпохи наибольшая за весь фаперозой часть площади современных континентов находилась под водой. Конец ордовика ознаменовался регрессией моря. Из животных наряду с трилобитами, брахиопо- дами, головоногими моллюсками, примитивными иглокожими цистоидеями широкого развития достигли граптоли- ты — впоследствии вымершие донные и плавающие колониальные морские животные с хитиноподобной оболочкой, образующие подтип в типе полухордовых (из ныпе живущих организмов к пим наиболее близки так называемые крыложаберные).

Силур введен Р. Мурчисоном в 1835 г., назван по древнему кельтскому племени силуров, населявших Шропшир в Уэльсе (иногда называют также готландием по о. Готланд в Балтийском море, где имеются обпаже- пия пород этого периода). В нижнем силуре произошла крупная трансгрессия моря, сменившаяся в верхнем силуре почти повсеместной регрессией. Из животных наряду со специфическими граптолитами и брахиоподами широкого развития достигли кишечнополостные — рифообразующие кораллы табуляты и ругозы, а также рачкп с двустворчатой раковинкой остракоды и крупные, длиной до двух метров, морские членистоногие эвриптериды (ракоскорпионы^ гигантостраки) ； появились первые рыбы и сухопутные растепия ——псилофиты и плауновые.

Девоп введен А. Седжвиком и Р. Мурчисоном в 1839 г., назван по графству Девоншир в Англии; в качестве типового избран разрез девонских пород в Рейнско* Ардеипской области Европы. Начало девона было геокра- тической эпохой, в течение которой и накопились красноцветные лагунпо-коптинентальпые отложения древнего красного песчаника Англии; затем произошли обширные трансгрессии моря. В течение девона проявлялся ряд ранних фаз Герцинской тектоно-магматической эпохи. Наряду с брахиоподами, гигантостраками и кораллами широкого развития достигли морские лилии — криноидеи

[(остатки которых образовали криноидные известняки), головоногие моллюски — наутилусы 用 аммониты (в частности, гониатиты}^ бесчелюстные и панцирные рыбы (так что девон иногда называют «веком рнб》)；в конце девона от кистеперых рыб произошли первые земноводные животные — панцирноголовые стегоцефалы. Появились папоротникообразные, птеридоспермовые, плауновые и хвощовые растения, образовавшие на суше первые леса,

Карбон (каменноугольный период) выделен английскими геологами У. Конибиром и У. Филлипсом в 1822 г., назван по слоям каменного угля в породах этого периода. После регрессии в начале карбона и обширной трансгрессии в его нижней половине произошла резкая регрессия моря в середине периода, затем опять наступила трансгрессия моря. Наряду с брахиоподами, кораллами, кри- ноидеями, моллюсками (особенно головоногими, гониати- тами и первыми белемнитами), остракодами широкого развития достигли фораминиферы (крупные фузулины) т хрящевые и костистые рыбы (в том числе акулы), стегоцефалы, прямокрылые насекомые (в частности, огромные стрекозы). Появились первые пресмыкающиеся, но до 0х расцвета еще далеко. Леса образовывали гигантские тростники каламиты, древовидные плауновые лепидодендроны и сигиллярии, голосемянные кордаиты и папоротникообразные; в конце периода начался рост хвойных. В многочисленных болотах формировались торфяники, превратившиеся затем в залежи каменного угля.

Пермь выделена Р. Мурчиаонеш в 1S41 г., названа по Пермской губернии России, где в ортавизоваяной им экспедиции с участием нескольких западноевропейских геологов изучались обнажения пород этого периода (на 10 лет раньше этот период был выделен бельгийским геологом О. д'Аллуа по разрезу в Саксонии и Тюрингии под названием Пенеенского^ т. е. пустого, безрудного). Она началась интенсивной регрессией моря, приведшей в конце периода к установлению длительной геократиче- ской эпохи, продолжавшейся еще и в триасе. На северном суперконтиненте Лавразии в обширных лагунах засушливой субтропической зоны отлагались осадки испарения эвапориты — доломиты, ангидриты, гипсы, ка- менпая и калийная соли Соликамска и немецкого Цех- штейна, а во влажной экваториальной зоне накапливались массы отмершей растнтелвностн, превратившиеся затем

в каменноугольные залежи Советского Союза (Кузбасс, Печора) и Китая. На южном суперконтиненте Гондване, по-видимому в области Южного полюса, имелось обширное континентальное оледенениеу следы которого в породах этого периода имеются в Антарктиде, Африке, Индии, Австралии и Южной Америке. Из животных процветали фузулины, брахиоподы, акулы, стегоцефалы и звероподобные пресмыкающиеся тероморфы (в том числе огромные хищники иностранцевии), достигли расцвета и насекомые, зато почти исчезли трилобиты и говиатиты.

Триас введен Ф. Альберти в 1834 г., назван по его составу в континентальных отложениях Западной Европы из трех слоев: пестрого песчаника, раковинного известняк ка и кейпера (тремя годами раньше был выделен О. д'Ал- луа под названием Кейперского). Начало триаса было геократияеским, затем произошли трансгрессия, образование ряда краевых морей на периферии Тихого океана и, по-видимому, раскол Гондваны на две части: африкапэ- американскую я индо-австралийскую. В триасе обновилась и морская, и наземная фауна. Широкого развития достигли аммониты, двустворчатые моллюски, шестилучевые кораллы, морские ежи, бурно развились пресмыкающиеся, особенно ящеротазовые динозавры {ужасные ящеры) ; появились первые водные пресмыкающиеся — плезиозавры и ихтиозавры, а также первые мелкие млекопитающие; к концу периода окончательно вымерли стегоцефалы. В наземной растительности начали преобладать голосемянные цикадовые, гинкго и хвойные.

Юра выделена французским геологом А. Броньяром в 1829 г., названа по швейцарско-французским Юрским горам (в 1822 г. вводилась У. Конибиром и У. Филлипсом под названием оолитовой системы, тогда как название юрская предлагалось в то же время А. Гумбольдтом). Начало юры ознаменовалось ранней фазой Альпийской тектоно-магматической эпохи, после чего последовала трансгрессия моря (в частности, по-видимому, начал формироваться Индийский океан), а в конце периода ——следующая фаза Альпийского горообразования. Наряду, с губками и рифообразующими кораллами, двустворчатыми, брюхоногими к головоногими моллюсками (ия последних активно обновлялся состав аммонитов, достигли расцвета белемниты), мирскими ежами, лилиями и рыбамк пшроко развились ихтиозавры и плезиозавры, ггоявидась гигантские 巾ормн иаае1шых растительноядных и хищных ди?-

нозавров, а также летающие ящеры и зубастые птицы. Богатой была папоротниковая, хвощовая и голосемянная растительность.

Мел выделен О. д'Аллуа в 1822 г., назван по слоям белого мела, относящимся по возрасту к верхней половине этого периода. За небольшой трансгрессией в начале мела и последующей регрессией последовала одна из самых глубоких трансгрессий фанерозоя.

В это время, по-видимому, формировалась Южная Атлантика, а конец мела ознаменовался значительной регрессией (собразованием Скалистых гор Восточных Анд). В море господствовали фораминиферы (в частности, появились нуммулиты), рифообразующио колонии двустворчатых моллюсков рудистов, аммопиты с раковинами разнообразных и причудливых форм (иногда огромными, диаметром до 3 м), костистые рыбы, крупные пресмыкающиеся——ихтиозавры (до середины периода), плезиозавры, а в верхнем мелу также мозозавры длиной до 12 м. На суше преобладали пресмыкающиеся, в том числе самые крупные хищники за всю историю Земли тираннозавры^ крупные травоядные игуанодоны, крупные летающие ящеры птеранодоны с размахом крыльев до 8 м. В конце периода появились первые беззубые птицы и плацентарные млекопитающие, а аммониты, белемниты, рудисты, динозавры, плезиозавры п многие другие животные вымерли. Из растений в меловом периоде вначале преобладали папоротники и голосемянные, однако еще в ния«ней половине мела появились покрытосемянные, а во второй его половипе они уже завоевали господство.

Третичный период вводился еще Ар дуй но в 1759 г.; он фигурировал и в схеме Ч. Лайеля, по позже был поделен па два периода. Палеоген был введен Науманом в 1866 г. как растпирепие эоцена Лайеля. В течение этого периода осуществился ряд фаз альпийского горообразования, сформировались осевые хребты современных Атласа, Пиренеев, Альп, Карпат, Крыма, Кавказа, Копетдага, Памира и Гималаев; происходил ряд мелких и по крайней мере одна значительная трансгрессия с последующей регрессией в конце периода. В палеогене, по-видимому, сформировалась Северная Атлантика и возникли разломы рифтовых зон Восточной Африки. Максимально развились крупные фораминиферы — нуммулиты (так что палеоген Иногда называют нуммулитовой системой), а также мелкие планктонные форамипиферы глобигерины и глоборо-

таллищ развились брюхоногие и двустворчатые моллюски, сократилось число, брахиопод. Очень распространились млекопитающие — древпие хищники креодонты^ от которых возникли первые копытные (всеядные кондилятры), а от них в конце периода — травоядные парно-и непарнокопытные. В палеогене появились обезьяпы, в конце периода —первые хоботные. В этот период в Австралии возник самостоятельный центр развития однопроходных (таких, как утконос и ехидна) и сумчатых, а в Южной Америке —— центр развития сумчатых, неполнозубых (броненосцы, ленивцы, муравьеды) и низших обезьяп.

Палеоген делят на три эпохи: пи?кний (PJ, или палеоцен, введенный В. Шимпером в 1874 г.; средний(Р2), или эоцен, введенный Ч. Лайелем в 1833 г. (от греч. слов эос ——заря и кенос — новый); верхний (₽3), или олигоцен, введенный Г. Бейрихом в 1854 г.

Неоген введен австрийским геологом М. Хёрнесом в 1853 г., по образующие его эпохи миоцен, Ni, и плиоцен N2 (что означает «менее новая» и 《более новая»), были выделены по итальянскому разрезу еще в 1833 г. Ч. Лайелем. Этот период геократический, с наибольшим осушением территорий совремеппых континентов за весь фане- розой. В нем окончательно сформировались современные горные системы Альпийской складчатости: Альпы, Ап- пенины, Карпаты, Балканы, Крым, Кавказ, Поит и Тавр, Гималаи, Анды, Кордильеры, горные области Белуджистана, Камчатки, Японии, Филиппин, Новой Гвинеи, Новой Зелапдии. Происходило формировапие новых рифтовых зон на континентах в областях Красное море — Восточная Африка, Байкал ——Ангара ——Баргузин, долина Рейна. В начале неогена возникло оледепепие Антарктиды, к копцу периода — в горных странах.

Основой для распознавания различных слоев морских отложений неогена являются двустворчатые моллюски отряда пластинчатожаберных, брюхоногие моллюски, фо- раминиферы и остракоды. В мире наземных животных появился ряд повых семейств и среди их представителей —медведи, собаки, гиены, хоботные мастодонты и динотерии, гигантские тигры, носороги, антилопы, олени, овцы, первые свиньи, трехпалые лошади гиппарионы, человекообразные обезьяны. Наиболее разнообразной фауна была в Евразии. В Северной Америке не было мастодонтов, оленей и обезьян, хищников было меньше, а копытных больше, чем в Евразии; миграция животных из

Евразии в Северную Америку началась в ооаднем миоцене (пб-видимому, в области Чукотка ——Аляска). В Южной Америке развивались специфические сумчатые, копытные, грызуны, гигантские неполнозубые, плосконосые обезьяны; Миграция животных из Северной Америки в Южную началась лишь в среднем плиоцене. Австралия с ее специфическими сумчатыми оставалась изолированной. Растительность, близкая к современной, свидетельствовала о постепенном похолодании. В конце неогена в приарктических областях континентов появились хвойные леса и даже тундры.

Четвертичный пер иод выделен французским ученым Ж. Денуайе в 1829 г. Название дано как дополнение к «первичным, вторичным и третичным» слоям пород (по Ардуино). Соответствующие этому периоду рыхлые континентальные отложения выделялись А. Вернером под названием аллювия еще в 70-х годах XVIII в. В 1823 г. английский ученый У. Бакленд разделил их на более древний дилювий — отложения «всемирного потопа»——и более молодой аллювий. В 1832 г. Ч. Лайель назвал дилювий плейстоценом^ т. е. «наиболее новым»; позже его стали на- бывать также ледниковым периодом, а послеледниковое время — голоценом^ т. е. «самым новым». Наконец, в 1922 T. русский геолог А. П. Павлов предложил для четвертичного периода название антропоген, чтобы отметить формирование человека и человеческого общества в течение этого периода.

Четвертичный период отличается многократнымя сменами климатических похолоданий и потеплений. Во время похолоданий в высоких широтах возникали континентальные оледенения (и в связи с переходом в них значительных количеств воды из океанов уровень носледних понижался на 100——150 м — это один из видов глобальных колебаний уровня моря в отличие от региональных, вызываемых вертикальными движениями земной коры, и от локальных колебаний); вне ледниковых областей устанавливался влажный климат; происходило понижение температуры поверхностных вод океана, даже в тропиках она снижалась на 6° С. Во время потеплений континентальные ледяные щиты стаивали, уровень океана повышался, климат внеледниковтах областей становился более сухим. Колебания климата не только вызывали миграции животных и растительности мз-за изменений среды их обитания, но и способствовали появлению некоторых новых видов; так,

например, во время максимального (среднечетвертичного) оледенения появились мамонты и шерстистые носороги.

Комиссией по международной карте четвертичных отложений Европы в 1932 г. принято деление четвертичного периода на нижний, или эоплейстоцен (заверщающийся окончанием Миндельского оледенения Альп, около 300 тыс. лет тому назад), средний, или мезоплейстоцен (завершающийся окончанием Рисского оледенения, около 75 тыс. лет тому назад), верхний, или неоплейстоцен (завершающийся окончанием Вюрмского оледенения, документируемым моренами Сальпаусселькя в Южной Финляндии, 10,8—10,1 тыс. лет тому назад), и голоцен. Более детальное расчленение плейстоцена, связанное с чередованием фаз оледенений, мы рассмотрим в главе 10, посвященной эволюции климата.

Завершав на этом краткую характеристику геологических периодов фаперозоя, перечень которых приведен в табл. 5, попытаемся понять, почему геологи расчленили фанерозой именно таким, а не каким-либо другим образом. Основания для того или ипого расчленения даются изменениями от слоя к слою, во-первых, свойств осадочных пород (отражающих изменения условий осадкообразования в конкретном регионе в соответствующие периоды времени, являющиеся, в свою очередь, следствием прежде всего предшествующих горизонтальных и вертикальных движений земной коры, т. е. ее тектоники) и, во-втарых, ископаемых остатков организмов (отражающих уровень развития жизни на Земле).

В развитии жизни, конечно не было никакой периодичности, и палеонтологические данные никаких оснований для термина «период» не содержат. Хотя расцвет тех или ипых организмов относился к определенпым промежуткам времени (например, мы говорили об эре морских беспозвоночных, рыб и земноводных ——палеозое, эре пресмыкающихся ——мезозое, эре млекопитающих — кайнозое, веке трилобитов — кембрии, веке рыб ——девоне, об аммонитах юры и нуммулитах палеогена, ассоциировали мамонтов с плейстоценом), однако границы этого расцвета в большинстве случаев были размытыми (например, трилобиты существовали не только в кембрии, но и в течение всего палеозоя, а пресмыкающиеся 亠 не только в мезозое, но и еще в карбоне, некоторые из них нр(щветают и сейчас). Создавая хорошую основу для распознавания слоев разного возраста^ палеонтологические данные, яо-видимому, все

Рис. 26. тектоно-магматические эпохи фанерозоя

Римские цифры — трансгрессии, зачернены геократические эпохи

же пе дают однозначной естественной периодизации истории фанерозоя. К этому вопросу мы еще вернемся в следующей главе.

Данные о свойствах осадочных пород, позволяющие судить прежде всего об их континентальном или морском происхождении, показывают, что многие территории современных континентов неоднократно то заливались морем, ■ то осушались, Палеогеографические карты показывают, что зачастую одновременно с осушением одних участков континентов другие покрывались морем. Однако эти процессы, как правило, не уравновешивались и суммарная площадь покрытых морями территорий современных кон- типентов то увеличивалась, то уменьшалась. Ипыми словами, происходили планетарные трансгрессии и регрессии моря, которые мы перечисляли при характеристике геологических периодов фанерозоя. Это чередование трансгрессий и регрессий изображено на качественном графике рис. 26.

Судя по рис. 26, конец венда был геократической эпохой. В кембрии, ордовике и силуре прошли три волны трансгрессий (первые две ——только на континентах северного полушария, особенно па Сибирско访 и Китайской платформах), закончившиеся геократической эпохой в начале девона. В среднем и верхнем девоне и дважды в карбоне прошли еще три волны трансгрессий (особенно на Русской платформе), после чего наступила длительная теократическая зпоха, охватившая почти всю пермь и триас. В юре, а затем особенно иптепсивно в верхнем мелу и, наконец, в палеогене опять прокатились волны трансгрессий; с пеогена установилась новая геократическая эпо-

ха с современным распределением суши и моря. Все же признать периодизацию, приведенную в табл. 5, естествен- пой (а именно： имеющей тектоническую основу) довольно трудно из-за того, что не каждая фаза горообразования, завершающая планетарную регрессию, служит границей между геологическими периодами, а также вследствие того, что фазы горообразования не имели подлиппо глобального характера, а проявлялись лишь в некоторых регионах и притом не вполне одновременно.

В фанерозое выделяют в первую очередь Каледонскую (нижнепалеозойскую) тектоно-магматическую эпоху (название предложено французским геологом М. Бертраном в 1887 г. по латинскому названию Шотландии). Она проявилась, во-нервых, по западной, периферии Европейской платформы, на Грампианской геосинклинали (названной по Грампианским горам в Шотландии)——в Ирландии, Уэльсе, Шотландии, Скандинавии, Шпицбергене и на восточной периферии Североамериканской платформы — в Аппалачах, Нью-Фаундленде и в Гренландии; во-вторых, в Центрально-Азиатском складчатом поясе ——в Центральном Казахстане, Саянах, Алтае и Монголии, а также в Восточном Китае; в-третьих, в Восточной Австралии, на Тасмании и в Антарктиде. В подвижных поясах этой эпохи преобладал морской режим, происходило огромное осадко- пакопление, имели место вулканизм и плутонизм (в частности, образовывались обширные гранитные батолиты); в Аппалачах, Скандинавии и в Центрально-Азиатском поясе сформировались зоны с офиолитовыми ассоциациями пород (см. главу 5). Образовавшиеся в эту эпоху каледониды ныпс являются невысокими сглаженными горами с осадочным плащом над складчатым докембрийским и нижнепалеозойским фулдамептом.

Во-вторых, выделяют Герцинскую (Варисцийскую, верхнепалеозойскую) тектоно-магматическую эпоху (первое название дано М. Бертраном по горной группе Центральной Европы, называвшейся древними римлянами Гер- цинским лесом; второе название дано австрийским геологом Э. Зюссом по древнему наименованию Кур Вариско- рум области Саксония — Тюрингия —— Бавария). Ранняя фаза этой эпохи в конце девона — начале карбона проявилась в Андах, Аппалачах, канадской Арктике, Западной Европе и в Куэнь-Луне. Послодуюп(^е фазы охватили зоны между Русской, Сибирской, Китайской и Таримской платформами (Тиб^т — Гиндукуш ——Каракорум ——Тянь-

А. с. Моииа 97

Шань — Алтай ——Куэнь-Лунь, Урало-Сибирская зона, Урал, хребет Бырранга на Таймыре), Предкавказье, Кавказ, Донбасс, территорию Западной Европы (Францию, Испанию), Южной Америки (Анды) и Северной (Аппалачи, часть североамериканских Кордильер), северо-западную периферию Африки, Восточную Австралию. Ип- тепсивное горообразование происходило преимущественно в приплатформенных зонах с надвигами на платформы. Герциниды ныне представляют собой средние и высокие, но не островерхие горы с мезокайпозойским осадочным плащом в низинах и складчатым докембрийским и палеозойским фундаментом.

Третьей является Альпийс кая (мезокайпозойская) тектоно-магматическая, эпоха. Ео фазы охватили зоны: Тетис от Гибралтара до Малайского архипелага, ЗападноТихоокеанскую от Новой Зеландии и Юго-Восточной Австралии до Камчатки и Чукотки и Восточно-Тихоокеанскую ——Кордильеры и Анды. В триасе складчатого горообразования еще не было, но происходил интепсивпый вулканизм в «огненной зоне» Кордильер —— Анд и в Восточно-Сибирской зоне. В юре к нему добавился базальтовый вулкапизм в Африке и Бразилии, а в мелу ——также и в Индии. В палеогене развилось средиземноморское горообразование, а позже оно охватило и периферию Тихого океана. Лльпиды ——это высокогорные страпы с высочайшими островерхими вершинами и глубокими долинами, в которых складчатый фундамент включает породы всех предыдущих периодов, а осадочный чехол еще только начинает формироваться.

Геологи неоднократно пытались найти какую-нибудь причину кажущейся периодичности или квазипериодичности тектоническпх процессов на Земле в целом. Установив длительности Каледонской, Герцинской и Альпийской эпох — около 180, 180 и 200 млн. лет соответственно, некоторые авторы обратили внимание на их близость к галактическому году (т・ е. к периоду обращения Солнечной системы вокруг центра тяжести Галактики, составляющему около 180 млн. лет) и предложили объяснять квазипе- риодическое повторение тектоно-магматических эпох изменениями галактического гравитациопного потенциала в окрестностях Солнечной системы вследствие эллиптичности ее орбиты в Галактике, хотя о такой эллиптичности вовсе нет никаких фактических данных. Эта фантазия сродни предположениям о расширении Земли вследствие

ЗВ

Рис. 27. Измепения суммарной площади покрытых морями территорий современных кон* фияеитов (по Л. Эгьеду (1957))

J J ^3^Е0&丹ат^салютное 加млJ J ^3^Е0&丹ат^салютное 加мл9S;N lywd0EdqMe8bx2dow9S;N lywd0EdqMe8bx2dowуменьшения со временем гравитационпой постоянной (о котором также пет никаких фактических данных) или космологического расширения Вселенной (хотя и известно, что оно пе затрагивает размеров плапет, звезд и галактик, а касается лишь расстояний между далекими галактиками, слабо взаимодействующими друг с другом). Подобные фантазии лишь уводят в сторону от выяснения истинных, внутренних причин квазипериодичпости тектонических процессов — таких, как конвективные циклы (см. главу 3).

J J ^3^Е0&丹ат

^салютное 加мл

J J ^3^Е0&丹ат

^салютное 加мл

9S;N lywd0EdqMe8bx2dow

9S;N lywd0EdqMe8bx2dow

После качественного графика последовательности трансгрессий и регрессий фанерозоя (см, рис. 26) рассмотрим теперь аналогичный количественный график (рис. 27), построенпый венгерским геофизиком Л. Эгьедом (1957) по данным палеогеографических карт Н. М. Страхова, соответствующих максимальным трансгрессиям (черные кружки), и карт X. Термье и Г. Термье, соответствующих умеренным уровням трансгрессий (белые кружки). На графике приведены суммарные площади покрытых морями территорий современных континентов в различные периоды фанерозоя. На нем видно, что площадь суши, испытывая резкие колебания во времени, в течение фа- перозоя в общем возрастала (т. е. в среднем происходила Збстатимескаа 卩 еерессь 兄 моря). Одна ко общий объем воды в Мировом океане убывать не мог, наоборот, вследствие продолжающегося вулканизма и дегазации лав (хотя п менее иптепсивных. чем в наиболее активные времопа про-

；ерозоя) количество воды в гидросфере должно было увеличиваться (см. кривую 2 на рис. 15).

Следовательно, либо росла высота континентов, либо углублялись котловины океанов, либо происходило и то, и другое (и плюс к этому во время ледниковых периодов уровень океана мог понижаться па 100——200 м из-за перехода части воды в коптипептальпые ледники). Однако средний уровень контипеитов (пыпе равный 840 м; см. рис. 3) регулируется законом Архимеда (так как континенты могут рассматриваться как глыбы легкого сиаля, плавающие, как айсберги, на более плотном веществе мантии, см. рис. 6) и для заметного повышения этого уровня пужпо существенное увеличепие объема коптппентов, вряд ли имевшее место в течение фаперозоя. Поэтому остается рассмотреть фанерозойскую историю океанов. Конечно, говоря о /галео- океанах, т. е. об океанах прошлого, нам тем самым придется говорить и о палеоконтинентах и прежде всего о фане- розойских суперкоитинентах Гондване и Лавразии, которые нам уже пришлось упоминать в конце главы 2 и в настоящей главе при характеристике некоторых геологических периодов фаперозоя.

Гондвана (от племени гондов и района Вана в Центральной Индтпг)——суперконтипент южного полушария, который, ио мнению австрийского геолога Э. Зюсса, южноафриканского геолога А. Дго-Тойта и многих других ученых, существовал с начала палеозоя (после Байкальской тектоно-магматической эпохи) до конца триаса и состоял из основных частей современной Южной Америки (без Анд). Африки (без гор Атласа, но с Аравией), Антарктиды, Австралии (без восточной горной периферии), и-ова Индостан (без Гималаев) и о. Мадагаскар. Одним из аргументов в пользу гипотезы существования Гондваны было обнаружение на всех ее современных частях, в том числе в сэверпых тропиках Индии, обширных следов огромного пермо-карбонового континентального оледенения, которых на континентах северного полушария мало пли вовсе нет； в го время в Гондване развивалась спецшриче- ская растительность умеренного холодного климата с обилием папоротнпкообразпых глоссоптерисов п хвощей.

Л а в р а з и я (от Лаврентьевского, т, е. Канадского, щита 修 от Азии)——суперконтипент северного полушария, который, но гипотезе Э. Зюсса, образовался вследствие соединения Североамериканской ' и Восточно-Европейской платформ после поздиекаледопской фазы горообразования

&W

Рис. 28. Континентальное и океанское полущдрия Земли

в начале девона и присоединения к пим после герцинского горообразования в карбоне внегондванских азиатских платформ (по-видимому, кроме Китайско-Корейской). Вначале Лавразия была отделена от Гондваны океаном Палео-Тетис, образовавшимся еще в ордовике, но в конце карбона —— начале перми Северо-Западная Африка вошла в контакт с Северной Америкой, закрыв па этом участке Палео-Тетис. Объединенные Лавразия и Гондвана образовали П а п г е ю (эту гипотезу высказал еще в 1912 г. немецкий геофизик Альфред Вегенер). Пангея просуществовала до конца триаса, когда начали образовываться Саргассово море, отделившее Африку от Северной Америки, и новый Тетис (вероятно, чуть южнее Палео-Тетиса), отделивший Евразию от Гондвапы. Отделение Евразии от Северной Америки (т. е. распад Лавразии) началось еще в юре и окончательно завершилось в палеогене.

По всем глобальным палеогеографическим реконструкциям па Земле в течение фанерозоя (а возможно, и в более древние времена) всегда имелись океанское полушарие, занятое в осповпом Тихим океаном и почти свободное от континентов, и континентальное полушарие, в котором группировались почти все контипепты (рис. 28).

Такая асимметрия была особенно резко выражена во времена Пангеи (пермь—триас) и, возможно, также Мегагеи Г. Штилле (пачало рифея). Она должна быть типичной для эпох с одноячейковой конвекцией в мантии Земли, с полюсом подъема вещества в центре океанского и полюсом опускания в центре континентального полушария. Если при переходе к двухъячейковой конвекции

ось последней (соединяющая полюсы опускания вещества)' будет устанавливаться хотя бы приблизительно перпендикулярно оси симметрии предшествовавшей одноячейковой конвекции, то океанское полушарие будет при этом оставаться океанским.

Второе замечание касается понимания процессов соединения и распада континентов. В курсе исторической геологии Н. М. Страхова (1948) па основании разнообразных и обширных геологических данных излагается представление об образовании и распаде Гондваны и Лавра- зии. Их образование описывается как результат процессов горообразования предшествовавших тектопо-магматиче- ских эпох, причем, поскольку на соответствующих палеогеографических картах положение совремепных континентов принималось неизменным (фиксизм), по-видимому, имелось в виду горообразование па дие океанов, разделявших части суперкоптинептов. Распад же суперконтинентов описывался как результат опускания под уровень моря некоторых их частей, вероятно, с превращением в них континентальной коры в океанскую {океанизация, требующая базификации, т. е. замены кислых Пород основными), При таком толковапии возникают трудности. Горообразование на дпе океанов нам известно в основном только двух типов: образование срединно-океанских хребтов в рифтовых зонах, приводящее не к закрытию, а, наоборот, к раскрытию океанов,值 образование островных дуг над зонами Заварицкого—Бепьофа, требующее растяжения океанского дна в рифтовых зонах.

С позиции движения коптинентов («мобилизм») соединение континентов может быть результатом буквального столкновения литосферных плит, несущих контипенталь- пую кору; так, например, образование Гималаев толкуется как результат столкновения Ипдостанской платформы с Азией. Распад же континента трактуется как результат появления под ним восходящего движения в маптии, образования рифтовой зоны и растяжения литосферных плит в обе стороны от этого разлома с формированием между ними океанской коры. В качестве примера первой стадии этого процесса указываются рифтовые долины в Восток пой Африке, пример следующей стадии — образование Красного моря.

Главв 7

ИСТОРИЯ ЖИЗНИ НА ЗЕМЛЕ

Происхождение жизни, первичные микроорганизмы. Древнейшие следы жизни. Эволюция растений. Пропс< хождение типов животных. История члепистопогих. История позвоночных животных: рыб, вемноводпых, пресмыкающихся, птиц, млекопитающих. Эволюция биомассы. Эволюция форм организмов, мутации и адаптация. Живые ископаемые. Гигантизм. Бымира- нне. Миграции. Происхождение человека

Если бы стало известно, что па какой-то планете есть жизпь, то первым вопросом был бы： какая жизнь? Ответ для Земли: белково-пуклеипокислотпая. Второй вопрос: сколько ее? (т. с. какова суммарная биомасса). Ответ для Земли: сейчас 2——3 триллиона т. Третий и четвертый вопросы: каковы формы живых организмов? Какие из них преобладают? Ответы для Земли: 35 типов наземных и водных растений и животных; из суммарной биомассы сейчас 98——99% находится на суше, в осповпом это растительность лесов, м 34 млрд, т — в океане (из них две трети — зоопланктон, около трети ——донные животные, 5% — водоросли и 3%, или 1 млрд, т,— рыбы и кальмары). Можно было бы задавать еще много разных вопросов, но б этой книге хочется отдать первое место следующему: как менялись в течение истории Земли формы и количества живых организмов? Ответу па этот вопрос мы н посвящаем настоящую главу.

Биологическая классификация (начала которой были заложены шведским ученым Карлом Линнеем в середине XVIII в.), основанная на особенностях строения тела, индивидуального развития и эволюционного происхождения живых существ, делит все организмы пре?кде всего па два царства — растений и животных. Главное различие между ними заключается в том, что растения (кроме грибов и большинства бактерий) автотрофны, т. е. сами производят необходимые для них питательные вещества, преимущественно из воды, углекислоты и минеральных солей под действием света {фотосинтезу при этом образуется и кислород), тогда как яшвотпые гетеротрофны, т. е. неспособны производить для себя питательные вещества, и питаются растспиями или другими яшвотпыми (и потребляют

кислород) пли паразитируют. Кроме того, в отличие от животных большинство растений неподвижно, они способны неограниченно расти и их клетки имеют твердые стенки (из целлюлозы). Различают 12 типов растений и 23 типа животпых.

Перечислим типы растепий — от самых примитивных до наиболее высокоорганизованных. Подцарство низших растений (так называемых слоевцовых, одноклеточных или скоплений клеток без настоящих корней, стеблей и листьев) включает, во-первых, семь типов водорослей: синезеленые, жгутиковые, зеленые, хризофиты, в том числе диатомовые с кремневыми стенками клеток, пирро- фиты, бурые, красные. Во-вторых, в это подцарство входят еще три типа: бактедии, слизистые плесени и грибы. К подцарству высших растений относятся два типа: мохообразные и сосудистые. »

Перечислим и типы животных, опять от самых простых к высокооргаппзоваппым. Подцарствс одноклеточных животных состоит из одного типа — простейшие. В подцарстве многоклеточных ?кивотпых типы определяются следующими особенностями строешгя тела: два или три слоя зародышевых клеток, одна или две полости, сферическая, радиальная пли двусторонняя симметрия, наличие или отсутствие сегментации, специфические особенности.

Отдельно следует упомянуть типы мезозой — примитивные паразитические организмы, состоящие по-существу из одного слоя клеток, и губки, не имеющие пе только органов, но и тканей и являющиеся скорее колониями клеток.

Настоящие же многоклеточные животные делятся на два типа двуслойных радиальио-симметричпых ——кишечнополостные и похожие на медуз, по без стрекательных клеток гребневики, а также па 18 типов трехслойпых двусторонне-симметричных. Последние включают 11 типов первичпоротых: несегмептироваиные низшие черви — плоские, колючеголовые, круглые и \”ке имеющие кровеносную систему иемертипы; моллюски; малосегмептпые фороппды, мшанки и плеченогие — брахпоподы； мпогосег- меитные кольчатые черви, онихофоры и членистоногие. Кроме того, имеется семь тппов вторичноротых — щетинкочелюстные черви, иглокожие и пять типов хордовых —погонофоры, полухордовые, оболочниковые, головохордовые и позвоночные.

Типы делятся на классы. Так, папример, тин сосудистых растений делят на шесть классов: псилофиты, плауновые, хвощевые, папоротники, голосемянные и покрытосемянные, или цветковые. Тип позвоночных животных состоит из следующих шести классов: круглоротые, рыбы, земноводные, пресмыкающиеся, птицы и млекопитающие. Всего насчитывается 71 класс животных.

Классы делятся на отряды, отряды — на семейства, семейства ——на роды, роды — на виды. Видом животных называется совокупность сходных особей, имеющих одинаковое происхождение, строение и функции и способных скрещиваться и давать плодоносящее потомство. К сожалению, сколько-нибудь четкого определения понятий род, семейство, отряд, класс не существует, да и выделение указанных выше особепйбстей строения тела для определения понятия тип не вытекает из каких-либо общих принципов. Поэтому имеется ряд различных вариантов биологической классификации (в некоторые из них наряду с неречислеппыми здесь подразделениями вводятся еще промежуточные — подтип, надсемейство и т. п.).

Несмотря па эту неоднозначность, система биологической классификации в целом, созданная в результате колоссального труда поколений ученых и позволяющая разобраться во многих сотнях тысяч видов современных и ископаемых животных существ, является, конечно, великолепным дости/кением человеческого познания. Читатели могут подробно ознакомиться с классификацией животных по советскому семитомному изданию «Жизнь животных» (1968—1971).

При решении вопроса о происхо;кдении жизни на Земле прибегать к гипотезе о панспермии, т. е. о переносе «семян жизпи» с одних планет на другие и даже из одних плапетных систем в другие,— пам кажется, пытаться уйти от поисков естественных процессов развития высокоорганизованной материи. Изложение вероятных процессов образования живого из неживого потребовало бы специальной книги. Мы имеем возможность рекомендовать читателю книги А. И. Опарина, ограничиваясь далее лишь несколькими короткими формулировками.

Жизнь на Земле зародилась, когда па дне мелких теплых морей катархея, богатых сложными органическими веществами до аминокислот включительно (см. с. 58), начали образовываться двойные сахаро-фосфатные спи-

ральныо нити высокополимерпых нуклеиновых кислот с закрепленными на них последовательностями оснований (служащими «кодами» для синтеза белков), способные при некоторых условиях разворачиваться в одинарные спирали и синтезировать на каждой из них недостающую вторую спираль, т. е. порождать пару себе подобных (и передавать им информацию о процедурах синтеза белков. закодированных последовательиостями оснований)・ Такие полимеры, которые синтезировали белки, обеспечивающие им достаточно длительное самосохранение, по-видимому, уже можно считать первичными организмами.

Эти первичные микроорганизмы, возможно, питались имевшейся органикой пебиологического происхождения, осуществляя, папример, бескислородное разложепие белков и аминокислот ——гниение или углеродов — брожение (папример, дрожжи при отсутствии кислорода сбраживают глюкозу до спирта и углекислоты). Развитие этих организмов, вероятно, исключило условия для дальнейшего самозарождепия жизни, и с тех пор все живое появляется уже только от живого. В результате эволгоции микроорганизмов (вынуждаемой нехваткой подходившей для пищи органики) у них появилась способность синтезировать необходимые для самосохранения органические молекулы из неорганических. Наиболее эффективным способом оказался фотосинтез — продуцирование органического вещества из углекислоты и воды под действием солнечного света (энергия света, поглощаемого пигментами, прежде всего зелепым хлорофиллом, расходуется на расщепление молекул воды, кислород выделяется в атмосферу, а водород вместе с углекислотой идет на образование первичных органических продуктов).

Первыми фотосинтезирующими растениями были, по- видимому, микроскопические синезеленые водоросли циа^ иофиты) у которых хлорофилл рассеян в виде мелких зерен по плазме клеток (у более развитых растений он сосредоточен в специальных тельцах — хлоропластах), и имеется еще спний пигмент фикоцианин. Эти водоросли похожи па бактерии тем, что в их клетках трудно различить ядра, и размножаются они только делением.

Упоминавшиеся в главе 4 наиболее древние остатки жизнедеятельности организмов, найденные в Трансваале в породах серии Свазиленд возрастом 3,1—3,4 млрд, лет, были тщательно изучены Э. Баргхорном и Дж( Шопфом,

Они представляют собой микроскопические палочки длиной 0,45—0,7 мк и диаметром 0,18—0,32 мк, имеющие двухслойные оболочки толщиной 0,015 мк. Там же обнаружены нитеподобные образования, а также микроскопические шаровидные, дисковидные и многоугольные оболочки одноклеточных водорослей акритархи. Почти столь же древними (более 2,9 млрд, лет) являются обызвествленные продукты жизнедеятельности циапофитов и бактерий —прикрепленпые ко дну столбчатые строматолиты и неприкрепленные округлые онколиты, найденные в известковых прослоях зеленокаменпых пород системы Булавайо в Южной Родезии и описанные А. Мак-Грегором еще в 1940 г. (назовем также узорчатые карбонатные микростяжения —катаграфии).

Упомянем еще строматолиты возрастом 1,9 ±0,2 млрд, лет в кремнистых сланцах формации Гапфлинт канадской провинции Онтарио, где найдены и обстоятельно изучены Э. Баргхорном и С. Тайлером (1965) многочисленные пите- подобные, звездчатые, округлые и более сложные «микроорганизмы», содержащие органическое вещество. В" более молодых осадочных породах строматолиты, онколиты и катаграфии находятся во все возрастающих количествах. В рифее этих форм уже так много, что по их комплексам можно различать породы нижнего, среднего и верхнего рифея и вепда.

В главе 4 уже упоминалось об одном из наиболее древних следов животных, найденном А. М. Лейтесом (1965) в средпепротерозойских слоях Удоканской серии Забайкалья. Он представляет собой приуроченные к строматоли- товым породам тонкостенные трубочки длиной до 2,5 см, диаметром до 4 мм, имеющие четырехгранное сечение с округленными углами и оставшиеся, по-впдимому, от червей (если это так, то кишечнополостные животпые должны были существовать и еще раньше). По-видимому, к началу рифея кислорода было уже достаточно для развития примитивных животных. В породах среднего и верхнего рифея найдены следы роющих животных и трубочки червей. В породах венда обнаружены уже многочисленные отпечатки разпообразпых бесскелетпых животных, а начало кембрия маркируется массовым появлением скелетообразующих организмов.

Палеонтологические данные позволили воссоздать грандиозную и стройную картину эволюции форм жизни в фанерозое (рис. 29), не оставляющую никаких сомнений

ЖивотныеЖивотныеРастенияРастенияРис. 29. Распространение типов организмов в различные периоды фаперозояРис. 29. Распространение типов организмов в различные периоды фаперозоя

Животные

Животные

Растения

Растения

Рис. 29. Распространение типов организмов в различные периоды фаперозоя

Рис. 29. Распространение типов организмов в различные периоды фаперозоя

в естественности этого процесса. В предыдущей главе мы «вырезали» из этой картины поочередно каждый геологический период и давали очень краткую характеристику животною и растительного мира Земли в соответствующий промежуток времени, Теперь же рассмотрим рис, 29 не по

103

строчкам, а по столбцам, т. е. проследим фанерозойскую эволюцию ряда важнейших типов организмов.

Начнем с растений, которые осуществляют фотосинтез первичного органического вещества и потому являются первоосновой всей жизни. Водоросли появились еще в начале архея (или, может быть, в катархее) и о тех пор благополучно существуют до настоящего времени преимуществепно в ваде одноклеточных форм. Доля водорослей в общей массе живых организмов на Земле в наше время составляет меньше одной тысячной (около 1,7 млрд, т из общей суммы в 2——3 триллиона т), по зато они чрезвычайно быстро размножаются ——их клетки делятся каждые 1—2 суток, и в результате их продукция, около 550 млрд, т в год, составляет основную долю продукции биомассы на Земле в цело^?-

Первые наземные р а сф е н и я появились, вероятно, в ордовике или даже.审 кембрии, но достоверные их следы найдены лишь в силуре. Это были самые примитивные из высших растений типа сосудистых — псилофиты, мелкие растения без Корней и листьев, а также первые плауны. В девоне появились представители двух других подтипов сосудистых растений ——клинолистных (хвощей) и папоротникообразных (из последних ——пока лишь наиболее примитивные растепия класса папоротников, а также отряда семянных папоротников птеридосперм из класса голосемянных)причем крупные древовидные формы плаунов, хвощей и папоротппков образовали первые леса нашей планеты. В карбоне обширные участки суши покрыли огромные заболочеппые леса из гигантских плаунов лепидодендронов и сигиллярий, хвотцей каламитов^ древовидных папоротников и птеридосперм, а также новых отрядов вечнозеленых голосемянных кордаитов, а к концу периода ——первых хвойных растений и гинкго, В перми появились бенеттиты, плауны пришли в упадок; на территориях Гондваны господствовала специфическая растительность во главе с голосемянными глоссоптерисами.

Триас и юра — это время расцвета голосемянных растений отрядов бепеттитов, хвойных, гипкго и цикадовых (саговников); птеридоспермы и кордапты вымерли. В нижней половине мела, а возмояшо даже в юре, появились первые покрытосемянные (цветковые) растения, сначала двудольные. Во второй половине мела появились также однодольные цветковые растения, а двудольные образовали уже леса (кй^новыэ и дубовые). Они вытеснили ряд

отрядов голосемянных ——бенеттиты вымерли, цикадовые и гинкго пришли в упадок. Наступивший затем кайнозой 一 эра расцвета цветковых растений.

Рассмотренная эволюция форм растений от водорослей до цветковых происходила по линии уменьшения роли двуполых гаплоидных поколений, в телах которых (гаметофитах) клетки содержат одинарные наборы хромосом, и увеличения роли бесполых диплоидпых поколений, в телах которых (спорофитах) клетки содержат двойные наборы .хромосом. Так, например, у многоклеточной водоросли улотрикс имеется только одна диплоидная клетка, а все остальные гаплоидны. У покрытосемянных, наоборот, все растение диплоидно, а гаметофит состоит лишь из нескольких клеток в тканях цветкд. Эволюционная выгода этого заключается как в том, ч^о для размножения цветковых не требуется внешней вляги, так и в меньшей чувствительности диплоидных организмов?' к влиянию рецессивных гепов (таких, которые действуют лишь при наличии их в обоих паборах хромосом в диплоидной клетке).

В наше время наземные растения, преимущественно цветковые и хвойпые, составляют 98—99% от 2——3 триллионов т биомассы на Земле, но растут они медленпо — их годичная продукция составляет всего около 50 млрд, т (вдесятеро меньше продукции водорослей в океане), а средний возраст (очевидно, возраст деревьев в лесах)— 40—60 лет.

Переходя к эволюции животных, отметим, что сведения палеонтологии о времени появления, расцвета и вымирания тех или иных групп животных вместе с данными о степени сложности их устройства, способах размножения и сеобенностях развития их зародышей позволяют судить о г. ^оисхождении этих групп. Современные представления о происхождении основных типов животных (базирующиеся на принципе монофилии, т. е. на предположении о наличии единого корня происхождения каждой группы организмов) показаны на рис. 30. Согласно этим представлениям, одноклеточные простейшие животные породили как тупиковую ветвь губок^ так и прогрессивную ветвь кишечнополостных^ от которой пошли два главных ствола: первичноротых и вторичноротых. На первом из этих стволов промежуточным этапом были низшие червщ от которых пошли ветви немертин, плеченогих9 附汝〃咒о/, форонид, моллюсков и через кольчатых червей, наконец, членисто^ ногие. От другого ствола поочередно отделялись ветви

ВтаричноротыеВтаричноротыеПерюичноротыеПерюичноротыеЧленистоногиеЧленистоногиеШетинкочелюст-ныс червиШетинкочелюст-ныс червиПозвоночныеПозвоночныеГоловохордовыеГоловохордовыеИглокожиеИглокожиеКишечиоды- шащиеКишечиоды- шащиеОболочнико- аыеОболочнико- аыеКишечнополостныеКишечнополостныеФоронидыФоронидыМшанкиМшанкиКольчатыеКольчатыеПогонофорыПогонофорыПлеченогиеПлеченогиеМоллюскиМоллюскиПемортиныПемортиныКруглыеКолючего/ЮёыеПлоские черёиКруглыеКолючего/ЮёыеПлоские черёиCHXQehHwouenCHXQehHwouengqHIOOUOUOHhHadeugqHIOOUOUOHhHadeuфзм«о«охфаьфзм«о«охфаь"IqHHOUOXAau"IqHHOUOXAauПростейшиеПростейшие

Втаричноротые

Втаричноротые

Перюичноротые

Перюичноротые

Членистоногие

Членистоногие

Шетинкочелюст-ныс черви

Шетинкочелюст-ныс черви

Позвоночные

Позвоночные

Головохордовые

Головохордовые

Иглокожие

Иглокожие

Кишечиоды- шащие

Кишечиоды- шащие

Оболочнико- аые

Оболочнико- аые

Кишечнополостные

Кишечнополостные

Форониды

Форониды

Мшанки

Мшанки

Кольчатые

Кольчатые

Погонофоры

Погонофоры

Плеченогие

Плеченогие

Моллюски

Моллюски

Пемортины

Пемортины

Круглые

Колючего/Юёые

Плоские черёи

Круглые

Колючего/Юёые

Плоские черёи

CHXQehHwouen

CHXQehHwouen

gqHIOOUOUOHhHadeu

gqHIOOUOUOHhHadeu

фзм«о«охфаь

фзм«о«охфаь

"IqHHOUOXAau

"IqHHOUOXAau

Простейшие

Простейшие

Р“с. 30. Происхождение основных типов животных

щетинкочелюстных червей, иглокожих, погонофор, кише^ нодышащих, оболочников, головохордовых и, накопет позвоночных.

Ряд типов животных ——по крайней мере простейшие кишечнополостные и некоторые пизшие черви — по; вился, хотя бы в небольших популяциях, еще в средне протерозое. В качестве примера фанерозойской эволюпи

Рис. 31. Изменение числа семейств фораминифер в фанерозое (по Г. П. Леонову (1973))

простейших па рис. 31 приведен график числа семейств фораминифер (появивпп!хся в самом начале кембрия). Число семейств ——одна из возможных количественных характеристик разнообразия форм данного типа организмов, свидетельствующая о темпах его эволюции: в периоды быстрой эволюции разнообразно 巾орм должно возрастать. На графике видно, что для фораминифер в палеозое наиболее динамичными были периоды расцвета фузулипид — карбоп и особенно пермь, триас оказался периодом застоя и спада, в юре разнообразие вповь достигло пермо-карбонового уровня, в течение мела оно резко возрастало и достигло нового максимума в эпоху нуммулитов — в палеогене.

К сожалению, мы не имеем возможности остановиться на истории развития каждого из типов ?кивотных — напомним, что всего имеется 23 типа! Поэтому о лервичноротых ми скажем лишь то, что все их типы появились, по-види- мому, еще в докембрии. Иам придется оставить в стороне такие интересные и важные вопросы, как, например, связанная с эволюцией кишечнополостных история коралло вых рифов или же охватывающая весь фанерозой история «приматов моря» ——головоногих моллюсков (не раз порождавших и массовые формы, и таких гигантов, как наутилусы ордовика с 6-метровыми прямыми раковинами, меловые аммониты со спиральными раковинами 3-метрового диаметра и современные гигантские «кракены» — глубоководные кальмары архитевтисы длиной до 15—20 м, а может быть, и еще больше). Остановимся лишь на членистоногих, ставших вершиной эволюции иервич- яоротых животных.

Уже в кембрии сформировался подтип наиболее ранних и примитивных* членистоногих тудрилобиты (см.

рис. 25). В кембрии и ордовике они буквально кишели па дне прибрежной зоны морей и океанов； в силуре их количество начало убывать, и к концу палеозоя они вымерли. В кембрии уже существовали и представители подтипа жабродышащих (класса ракообразных),

Так же рано появились первые членистоногие подтипа клешпеусых — огромные хищные ракоскорпионы эври~ птериды, или гигант ост раки} достигавшие в длину иногда 2 м,— самые крупные из всех членистоногих, когда-либо живших па пашей планете. Они просуществовали почти весь палеозой. Еще в силуре от пих произошли первые сухопутные (дышащие воздухом) животные, похожие па современных скорпионов, у которых брюшные жаберные ножки эвриптерид превратились в легкие. Но такой орган воздушного дыхания оказался ал& членистоногих не оптимальным. В девоне от кольчатых червей произошли сухопутные членистоногие подтипа трахейнодышащих^ в том числе класса насекомых, которые быстро завоевали сушу и настолько преуспели, что уже в карбоне появились крылатые насекомые, включая гигантских стрекоз палео- диктиоптер с размахом крыльев до 90 см. Членистоногие в наши дни представляют собой самый дипамичпый, т. е. богатый формами, тип животных: из описанных учеными 1,5 млн. видов животных более 1 млн. приходится па членистоногих (и из них более 90% ——на насекомых). Опи составляют немалую долю и от массы животных на Земле! так, например, суммарная масса океанского зоопланктона, состоящая преимущественно из ракообразных, равняется 21,5 млрд, т ——около двух третей всей биомассы Мирового океана.

Из вторичноротых рассмотрим лишь историю позвоночных. Первые их представители появились в ордовике (а может быть, даже еще в кембрии), это так называемые панцирные рыбы ——небольшие рыбообразные донные животные без челюстей и плавников, цокрытые панцирем из костных пластинок на голове и толстых чешуй на туловище; опи етпе не были настоящими рыбами — из современных позвоночных животных к нем ближе всего бесчерепные (ланцетники) и бесчелюстные — круглоротые (миноги и миксины). В силуре появились, а в девоне получили широкое развитие уже и настоящие рыбы, как хрящевые (сначала панцирные, а затем а беспанцирные акулы, благоденствующие с тех пор ло.настоящее время), так и костные, уже в середине девона поделившиеся на лопа-

степерых {двоякодышащих и кистеперых) и лучеперых, сначала ганоидных., особенна процветавших в перми и триасе, а с юры и костистых^ имеющих абсолютное господство среди рыб в настоящее время.

Девоп был временем первых попыток рыб выбраться на сушу; двоякодышащие рыбы в этом не преуспели, а от кистеперых пошли земноводные животные (ам・ фибии)^ которые осваивали сушу одновременно с насекомыми. Этих древних амфибий называют стегоцефалами, т. е. папцирноголовыми, так как их голова (а у некоторых и брюшная сторона) была покрыта зап(итными костными пластинками. Крупных стегоцефалов карбона и перми называют лабиринтодонтами по петлеобразному эмалевому рисунку на поперечном разрезе их зубов (который был свойственным еще и кистеперым рыбам). Большинство их вымерло в перми, оставшиеся — в триасе; в юре сформировались современные бесхвостые амфибии (лягушки и т. п.), в мелу — хвостатые (тритоны и саламандры) и уже в кайнозое — безногие (червяги).

Первые настоящие наземные позвоночные ——зто пресмыкающиеся (рептилии) у которых размиожеиие и развитие происходят па суше. История рептилий перми и мезозоя, 200 млп. лет господства чудовищ па нашей планете, является, вероятно, самой драматической главой истории жизни па Земле до появления человека. Первые рептилии появились в верхнем карбоне; это были представители подкласса анапсид, имеющих цельный черепной панцирь,——небольшие (до полуметра длиной), очень похожие на стегоцефалов и просуществовавшие только в течении перми сеймурш и более крупные котилозавры^ существовавшие до конца триаса (еще в перми от них произошли черепахи). В конце карбона от котилозавров пошли рептилии подкласса синапсид с черепным панцирем, сократившимся путем образования одпой височной ямы, ограниченной снизу скуловой дугой, что усилило челюсти. В конце карбоиа и ранней перми это были стройные звероподобные хищники пеликозавры, со средней перми —— зверообразные тероморфы, вымершие в начале мезозоя (в их числе крупнейший верхпепермский хищник — 3-метровая саблезубая иностранцевия) t Также, по-видимому, от котилозавров пошли водные рептилии ——во-первых, подкласса синаптозавров, еще сохранивших в какой-то мере облик паземпых животных (в том числе длиппоптеие ластоногие плезиозавры длиной от 0,5 до 15 м, существовав-

шие с позднего триаса до конца мела), и, 1ю-вторыхт подкласса ихтиоптёригий (сначала неболыпие мезозавры^ а со среднего триаса ——огромные рыбообразные ихтиозаврыt достигавшие в длину до 18 м, которые вымерли в конце мела).

Основными же мезозойскими рептилиями были диапсиды, у которых черепной панцирь стегоцефалов сократился путем образования двух височных ям, ограпичеипых снизу скуловыми дугами. Из диапсид подкласса лепидозавров назовем, во-первых, известных с раннего триаса клювоголовых (от которых ныпе осталась только гаттерия островов района Повой Зеландии); во-вторых, существовавших в верхней перми ящерицеобразпых эозухий; в-третьих, существующих с конца юрьт и до сегодняшнего времени настоящих ящериц —— чешуйчатых (от которых в начале мела пошла ветвь морских ящеров мезозавров длиной до 12 м, просуществовавших до конца мела, а в конце мела произошли змеи). Наиболее широкое развитие получили диапсттды подкласса архозавров. Первыми пз ппх были происшедшие от эозухий и появившиеся в начале триаса пебольптие животные псевдозухии с относительно длиппыми задними ногами. От пих пошли, во-первых, крокодилообразпые водные фитозавры триаса, породившие в юре настоящих крсь кодилов, которые в течепие мела уже приняли совромеп- пый облик; во-вторых, летающие ящеры юрьт и мела птерозавры (от совсем маленьких — с воробья — до мелового птеранодона с размахом крыльев, достигавшим 8 м) и, в-третьих, птицетазовые и ящеротазовые динозавры (рис. 32).

Особенно многообразными были растительноядные пти* цетазовые динозавры, в том числе, например, передвигав* шиеся па трехпалых задних лапах игуанодоны, высотой до 5——9 м, четвероногие стегозавры 10-метровой длипы с двойным гребнем метровых треугольных костных пластин па спине, трехрогий меловой трицератопс с широким костя- пым «воротником». В.числе ясе ящеротазовьтх были как растительноядные четвероногие, достигавшие колоссальных размеров (бронтозавры длиной до 20 м и весом, вероятно, до 30 т, диплодоки длиной свыше 25 м и самые огромные пз всех сухопутных животных, когда-либо проживавших па Земле,— брахиозавры длиной около 24 м и весом, должно быть, порядка 50 т), так и эсишники, которые передвигались на задних лапах, опираясь на хвост (как пыпе кенгу* ру), причем некаторые из ппх достигали огромных раз-

меров (папример, 15-метровый меловой тираннозавр рекс^ крупнейший из наземных хищников за всю историю жизни па Земле). '

Современное представлепие о пресмыкающихся, как о холоднокровных животных с чешуйчатой кожей, плохо приспособленных к среде с низкой или резко колеблющейся температурой, возможно, пе следует распрострапять на динозавров. Для выяснения этого вопроса Роберт Беккер (1975) использовал три признака, отличающих теплокровных животных от холоднокровных: 1) паличие в костях большого количества кровеносных сосудов, а также каналов, в которых происходит быстрый обмен фосфатом кальция, необходимый для нормального функционирования мышц и нервов; 2) малое отпошепие биомасс хищников н их жертв (порядка 1—5% против десятков процентов у холоднокровных животных); 3) способпость существовать в условиях холодного климата.

По всем трем признакам установлено, что если pan- не пермские хищпые пеликозавры (например, дпметродо- ны) еще были холоднокровными, то уже позднепермские терапсиды и поздпетриасовые т^под&нт были теплскров-

Н.ЫМИ (отношения хищник — жертва порядка 10—15%)； у динозавров признаки теплокровности выражены даже ярче, чем у современных млекопитающих (отношение хищник ——Яхертва всего 1——3%, так что находки костей хищных динозавров чрезвычайно редки). Динозавры, особенно жившие в умереппых и высоких широтах, вероятно, имели и волосяные покровы.

И все это царство чудовищ полностью вымерло в конце мелового периода! Правда, среди совремепных рептилий тоже имеются опасные хищники, такие, как 6-метровые крокодилы, огромные ядовитые змеи — королевские кобры Юго-Восточной Азии (длиной до 5,5 м), африканские черные мамбы (более 4 м), южноамериканские бушмейстеры (более 3,5 м), австралийские тайпаны (до 3,5 м) и, наконец, «драконы острова Комодо», гигантские вараны длиной более 3 м, охотящиеся на оленей. Но все они не идут ни в какое сравнение с чудовищами, господствовавшими на Земле в мезозойскую эру.

От мелких динозавров, живших на деревьях, в конце юры произошли первоптицы ——археоптериксы и археорнисы, которые были величиной с ворону, имели зубастые челюсти, слабые крылья с когтями на концах пальцев и длинные хвосты с мпогочисленпыми позвонками, покрытые перьями.

В породах мела найдены останки новых зубастых птиц——водяного гесперорниса и летающего ихтиорниса. В конце мела появились первые беззубые птицы. Современный облик они приобрели лишь в начале кайнозоя. Сейчас птицы играют очень большую роль в жизни нашей планеты ——число особей этого класса оценивается в сотню миллиардов!

Млекопитающие имеют значительно более древнее происхождение, чем птицы: они возникли в триасе от палеозойских рептилий — каких-то мелких разновидностей тероморф отряда зверозубых. Такими первыми млекопитающими были просуществовавшие по палеоген многобугорчатые — растительноядные зверьки величиной с крысу, имевшие зубы с многочисленными бугорками и сильно развитые резцы, но не имевшие клыков. От их ранних форм, по-видимому, отошла ветвь однопроходных яйцекладущих млекопитающих (единствепными сегодняшними представителями которых являются утконосы и ехидны Австралии, Тасмании и Новой Гвинеи), а в средней юре от них пошли многообразные трехбугорча^

тые (в частности, пантотерии) — мелкие зверьки, питавшиеся частью животной, а частью растительной пищей, От последних в мелу пошли и сумчатые, 0 плацентарные.

Первые сумчатые появились на материках северного полушария. Это были мелкие крысоподобные зверьки типа современных североамериканских опоссумов, имевшие бугорчато-режущие коренные зубы и крупные клыки. Затем они были вытеснены плацентарными в южное полушарие (в Северной Америке и на о. Сулавеси сохранилось лишь по одному виду) и дали толчок развитию многочисленных видов животных (так называемых сумчатых мышей, крыс, тушканчиков, кошек, медведей, волков, муравьедов, кротов, бандикутов, опоссумов, коал, вомбатов, валлаби и кенгуру) только в Австралии, куда из плацентарных проникли лишь летучие мыши и мелкие грызуны. В плейстоцене некоторые из кенгуру и вомбатов достигали размеров нескольких метров.

Первыми плацентарными были насекомоядные верхнего мела. От них произошли рукокрылые^ древние хищники креодонты (в эоцене породившие зейглодонтов^ от которых пошли китообразные^ а на рубеже между эоценом и олигоценом разделившиеся па ластонозих и наземных хищников современных форм — куниц, вивер, собак и кошек), грызуны, неполнозубые, трубкозубые и приматы. Еще в палеоцене от креодонтов произошли первичные копытные —кондилятры, некрупные всеядные животные с бугорчатыми коренными зубами, умеренными клыками и пятипалыми конечностями с усиленным средним и ослабленными первым и пятым копытцами. От них произошли современпые растительноядные парно- и непарнокопытные, В эоцене возникли и хоботные. Всего плацентарные млекопитающие образовали 31 отряд, из них 14 вымерли, а 17 существуют и в настоящее время.

История отряда приматов имеет для нас, конечно, особый интерес. Первые приматы ——представители подотряда полуобезьян ——произошли в палеоцене от древесных насекомоядных предков, внешне похожих на белок (такой облик сохранили самые примитивные из современных полуобезьян —тупайи). В эоцене от различных групп семейства наиболее развитых полуобезьян — долгопятов произошли первые представители подотряда обезьян — широконосые обезьяны Центральной и Южной Америки, эволюционно оказавшиеся побочной ветвью, а через промежуточное звено парапитеков (остатки которых были найдены в нижнем

олигоцене Египта)—узконосые обезьяны Старого Света, как низшие {собакоподобные}, так и (через другие промежуточные звенья олигопитеков, проплиопитеков, эолопи- теков н египтопитеков — пижяий олигоцеп северо-восточной Африки, так называемой Фаюмской депрессии) человекоподобные (гомилоиды). Последние сейчас делятся на три семейства — гиббоновых^ с объемом мозга 100—150 см3, человекообразных обезьян, или понгид, с объемом мозга 350—600 см:1 (орангутаны, шимпанзе и гориллы) к людей, или гоминиду с объемом мозга большим, чем у попгпд (у современных людей——1500 см3). Эти семейства произошли от различных миоценовых предков： гиббоны—от найденных в миоцене Африки лимнопитеков, орангутаны — от индийских парасимий, а гориллы,；даимпанзе и человек — от дриопитеков, К происхождению человека мы еще вернемся в конце этой главы.

Эволюция биомассы на Земле рчтсуется следующим образом. Разделим существующие организмы на группы: 1) водоросли, 2) морские животные, 3) наземные растения, 4)наземные животные. Водоросли появились в катархее, и в течение архея и протерозоя их биомасса нарастала до величины порядка сегодпяшней, т. е. 1 млрд т; ее возможные колебания в фанерозое, вероятно, этого порядка величины пе меняли. Морские животные появились в среднем протерозое, их биомасса очень медленно росла до венда, а в течение кембрия, вероятно, быстро выросла до величины порядка сегодняшней, т. е. до 20——30 млрд. т. Наземные растения появились, возможно, еще в ордовике или даже в кембрии, однако их биомасса стала ощутимой лишь в силуре, а за девон и карбон быстро выросла до колоссальных размеров, порядка нескольких триллионов тонн; в перми она, возможно, даже несколько уменьшилась и приблизилась к современному уровню. Наконец, наземные животные появились только в девоне, пх биомасса достигла современной величины, вероятно, еще в палеозое.

Эти оценки пзмепепий биомассы в течение истории Земли, конечно, чисто умозрительны (однако их дальнейшая детализация представляется не безнадежной). Что же касается изменений со временем разнообразия форм организмов, то здесь, наоборот, имеются довольно падеж* ные фактические данные. Они показывают, что в разнооб* разни форм монотонного нарастания не было, так как при появлении новых форм некоторые из старых отмирали (рис. 33,а). Так, в кембрнн появилось 28 классов живот*

a, 6 — число классов соответственно животных и растений в различные периоды фанерозоя (заштрихованные части колонки и пифры над ними указывают число новых классов, появившихся за данный геологический период); в — число семейств беспозвоночных животных

ных, в ордовике еще 14 (но часть классов уже отмерла), в силуре еще три (но два отмерли). Начало верхнего палеозоя озпаменовалось новой вспышкой формообразования — в девоне появилось девять повых классов (и их число достигло фанерозойского максимума), а в карбоне еще пять (но восемь отмерло), в перми повых классов не появилось (но четыре отмерли). К триасу три класса от* мерли, во один появился《и число классов достигло фане-

розойского минимума, если не считать кембрия), в юре н мелу был небольшой прирост. В кайнозое изменений не произошло. Аналогичны данные 0 по классам растений; здесь также разделяются нижний палеозой, верхний па* леозой, мезозой и кайнозой, лишь отмирания классов почти не происходило.

В качестве дополнительной иллюстрации на рис. 33, 6 приведен график числа семейств беспозвоночных яшвот- пых (без хелицеровых и трахейнодышащих членистоногих и некоторых других; всего учтено 1831 семейство). Он демонстрирует стабильный уровень в палеозое, спад в триасе, бурный рост в мезозое, максимум в меловом периоде и затем некоторый спад к стабильному уровню кайнозоя. Таким образом, данные о разнообразии форм организмов как по их крупным группам (рис. 33, а), так и по средним (рис. 31 и 33, б), несо5Гйенпо, дают основания для разделения фанерозоя на палеозой и мезокайнозой; пекото- рые основания есть и для разделения мезозоя и кайнозоя и, может быть, для деления палеозоя на пнжний и верхний. Одпако дальнейшее подразделение на периоды по различным группам организмов пришлось бы осуществлять по-разному, аналогично тому, как периодизация по тектоническому признаку была бы разной в различных регионах.

Обобщение палеонтологических материалов дает сведения и о темпах эволюции форм организмов, т. е. о промежутках времени, потребовавшихся на формирование групп различных уровней. Так, типы я?ивотных сформировались за время порядка 1,3 млрд, лет — от среднего протерозоя до кембрия. По оценке выдающегося советского биолога Л. А, Зенкевича, в фанерозое формирование классов занимало время порядка сотен миллионов лет, отрядов — десятков миллионов, семейств — порядка десяти миллионов, родов — миллионы, видов — сотпи и десятки тысяч лет. По мере развития жизни па Земле темпы, эволюции, по-ви- димому, возрастают, так как организмам падо успевать приспосабливаться ко все усложняющемуся окрун£епию. Так, в плейстоцене сложность условий усугублялась резкой изменчивостью климата и отмечалась быстрая смена старых видов новыми. Известен пример разведения кроликов на островке Порто-Санто в XV столетии, приведшего всего за 400 лет к формированию нового вида мелких кроликов, не дающих потомства при скрещивании с кроликами европейского вида. ,-

Эволюция форм организмов происходит, во-первых, вследствие мутаций (вызываемых физико-химическими воздействиями случайных изменений в пуклеинокисл от- пых носителях паследственпости) и, во-вторых, вследствие отбора тех мутантов, которые оказываются способными к адаптации (т. е. к приспособлению) к окружающей их живой и неживой природе. В большинстве случаев способными к адаптации оказываются мутанты с полезными усложнениями организмов; полезные упрощения возникают гораздо реже, и жизнь в целом эволюционирует от простого к сложному. Ипогда же возникают особенпо удачпые формы организмов, столь хорошо приспособленные не только к среде, окружавшей их в период образования, но и к широкому спектру ее изменений, что им удается просуществовать чрезвычайно noJiNo, до сотен миллионов лет включи- тельпо. Иначе говоря, высокая мера адаптированности приводит 邦 низкой мере эволюционирования f и наоборот).

Приведем ряд примеров «живых ископаемых» — высо* коадаптированных форм организмов, просуществовавших очень большие промежутка времени. Водоросли тппа си- незелепых, сформировавшиеся еще в начале архея, существуют и сейчас. В подтипе сосудистых растений псилофи- тов, силуро-девонских первых поселенцев суши, сейчас имеются три вида, в подтипе плаунов ——четыре (один цз них — ликоподий); существующие с девона подтипы хвощей и папоротникообразных широко распространены и теперь. От появившегося в карбоне отряда гблосемялпых растений гинкго сейчас остался один представитель, выращиваемый как декоративное растение в Японии.

С кембрия известны процветающие и попыпе простейшие животные класса саркодовых, подклассов корненожек (отряд форамипифер) и радиолярий. До сих пор распространены почти все классы и отряды кембрийских губок. Из известных с раннего кембрия беззамковых брахиопод до наших дней сохранились три семейства — лингулиды, кранииды и дисциниды^ в том числе известный с девона род лингула. Распространенные пыпе роды двустворчатых моллюсков нукула, леда, модиолус, острея, лима и авикула существуют с кембрия. Считалось, что моллюски класса одпокрышечковьтх существовали лишь с кембрия по девон, однако в 1952 г. датское исследовательское судно «Галатея» подняло со дпа океана, с глубины 4 км, живых однокрышечковых моллюсков, которых назвали неопилинамщ опп близки х кембрийскому роду триблидиум. До наших 122

дней сохранились головоногие моллюски мелового рода наутилусов кембрийского подкласса четырехжаберных (паутилоидей). Дожили также иглокожие рапнеюрского отряда артикулят силурийского класса морских лилий и три рода класса крылол^аберпых, к которому принадлежали граптолиты кембрия — карбона. Сохранились ластоногие ракообразные щитни триасового вида триопс канкри^ формис (это совершенно уникальный случай двухсот мил- лионолетпего существования вида!), кембрийскмп подкласс ракушечковых ракообразных остракод, членистоногие известного с силура отряда мечехвостов кембрийского подтипа клешнеусых, а также представители известного с карбона отряда стрекоз.

До сих пор в Мировом океане процветают представители появившегося в девоне подкласса пластинчатожабср- пых рыб ——акулы; многие из современных семейств акул существуют с юры.

С раннего девона известны два надотряда лопастеперых рыб ——двоякодышащие и кистепсрые. От первых сейчас осталось всего 6 видов (пермского отряда рогозубообразных), некоторые из них 一 довольно крупные рыбы (до 2 м), способные к длительной спячке. Кистенерые отряда рипидистийу породив земноводных, вымерли в карбопо. Другой же их отряд целаканты считался вымершим в конце мела. Однако в 1938 г. экземпляр живого целаканта неожиданно попался в сети южноафриканского траулера, что явилось одной из крупнейших биологических сспсйцпй XX в. Этот вид был назван латимерией по фамилии хранн・ телышцы местного музея М・ Куртенэ-Латимер. В результате героических 14-летних усилий профессора Д小.Л. Б. Смита удалось найти постоянное место обитания целакантов ——100-метровые глубины в районе Комор* ских островов к северу от Мадагаскара; интересно, что «биологическая пиша», в которой скрывались целакаптьт, была столь ограниченной в пространстве. О процветашш вида надо судить, но-видимому, как по количеству особей, так и по их размерам. Целаканты малочисленны (всроят-* по, при их высокой адаптироваппости многочисленное потомство не пужно), но это красивые, сильные и крупные рыбы длиной до 2 м и весом до 100 кг (рис. 34). Сейчас их лов производится лишь поштучно по заказам музеев. Один экземпляр был доставлен в СССР экспедицией Института океанологии АН СССР3

Рис. 34. Латимерия ", “ полуглубоководные рыбы алет (3) м рувета (4)

Из современных амфибий наиболее древними (юрскими) формами являются гладконогие лягушки Северной Америки и Новой Зеландии; из рептилий ——черепахи, мало изменившиеся со времен триаса, а также единственный вид, оставшийся от триасового отряда клювоголовых,—гаттерия; из млекопитающих — однопроходные яйцекладущие, которых осталось пять видов — утконос» два вида австралийских ехидн и два вида новогвинейских проехидн.

Как только что отмечалось, одним из признаков процветания вида можно считать большие размеры особей, тенденции к гигантизму. Они, конечно, свидетельствуют о хорошей адаптировапности вида к окружающей его среде, но такая адаптированность вряд ли устойчива (т. е. гигантизм вряд ли полезен для адаптации к изменениям окружающей среды, поэтому представляется, что гиганты, вообще говори, не должны быть особенно долговечными).

Самыми крупными организмами на Земле являются бурые водоросли ламинарии, достигающие в длину нескольких сот метров. Большие размеры имели древовидные плауны, хвощи и папоротники верхнего палеозоя. Из совре・ мепиых деревьев самые крупные — это известные с верхней юры голосемянные секеойи, достигающие в высоту более 110 м и живущие тысячелетиями.

Гиганты встречаются даже среди самых примитивных животных: у современной медузы цианеи диаметр колокола достигает 4 м, а длина щупалец —30 м. Мы уже упоминали гигантских головоногих моллюсков наутилусов ордо-

вика с прямыми раковинами 6-метровой длины, меловых аммонитов с закругленными раковинами 3-метрового диаметра, современных кальмаров архитевтисов длиной 15— 20 м и более и весом в несколько тонн — это самые крупные из беспозвоночных животных; назовем еще крупнейших из двустворчатых моллюсков 一 тридакн с полутораметровыми раковинами весом в несколько центнеров.

Выше упоминались крупнейшие из членистоногих —— 2-метровые хищные ракоскорпионы нижнего палеозоя ги- гантостраки. Самые крупные современные рыбы — это планктоноядные китовые акулы длиной до 20 м и более; их хищные родственники — белые акулы кархародоны могут иметь в длину более 11 м, а их плиоценовые предки кархародоны — мегалодоны доста^яи 30 м; они, по-види- мому, были крупнейшими хищниками за всю историю Земли. Самые большие сухопутньте хищники — 15-метровые меловые тираннозавры — были вдвое короче.

Абсолютные рекорды веса среди наземных животных принадлежали травоядным динозаврам ——50-тонным брахиозаврам и 30-тонным бронтозаврам.

Самые большие срвременные птицы — это африканские страусы ростом до 2,7 м и весом до 70—90 кг.

Из млекопитающих гигантизма достигали даже такие примитивные животные, как неполнозубые: неогеновые ленивцы мегатерии были величиной со слопа, а броненосцы глиптодонты — с носорога; со слона были также копытные палеоцепа и эоцепа уинтатерии. Самые крупные наземные животные паших дней ——это африканские слоны ростом до 4 м н весом 7,5 т, самые же крупные животные веек времен — это современные синие киты, достигающие в длину более 33 м, а по весу свыше 150 т (сейчас они практически уже истреблены человеком).

Почти все гиганты прошлого вымерли, как и вообще вымерли многие виды, роды, семейства, отряды п даже классы (рис. 33, а). Выше уже отмечалась неравномерность эволюции разнообразия форм организмов: па границе силура и девона исчезло большинство форм граптоли- тов, грилобитов, цистоидей и наутилоидей; на границе перми и триаса резко сократилась палеозойская флора плаунов, хвощей и семенных папоротников, окончательно вымерли трилобиты, цисюидеи, древние морские ежи, многие виды брахиопод, гигднтостраки, гониатиты, большинство стегоцефалов и многие другие формы. Наконец, на границе мела и палеогена исчезли аммониты,. белемнжы, мно-

гйе брюхоногие моллюски, дипозаврй, плозййбавры, птеродактили, зубастые птицы. Эти «роковые» границы отмечены на рис. 29 жирными линиями. Причинами такого вымирания были, конечно, резкие изменения окружающей живой и неживой природы (в том числе климата) и, вероятно, в первую очередь такие изменения в живой природе, как появление врагов, опасных для данной группы организмов (например, появление животных, активно поедающих яйца динозавров). По-видимому, пет какпх-либо оснований считать, что вымирание тех или иных групп организмов имело характер мгновенных катастроф, подобных лучевым ударам от взрывов сверхновых звезд,— скорее это было постепенное вырождение популяций в течение ряда поколепий."；“

Важное зпачепие для решения вопросов истории Земли могут иметь данные палеобиогеографии о распределении по поверхности Земли и миграциях тех или иных групп организмов в различные периоды времени. Одним из примеров могут служить свидетельства палеоботаники и па- лсоптологии в пользу единства материков Гондваны в пермо-триасовое время. В южных областях Африки и Южной Америки, в Ипдии и в Антарктиде в перми была распространена удивительно однородная растительность ГЛоссоптерид (глоссоптерисы, гангамоптерисы, паракаламиты и др.), очень резко отличавшихся от флоры континентов северного полушария (частично проникавшей лишь в северные райопы Гондваны), В триасе Южной Африки, Южной Америки и Индостапа найден ряд близких лабн- ринтодоптов и четвероногих рептилий. В 1970 г. американские палеонтолога во главе с Д. Эллиотом обнаружили останки сходных животных в Антарктиде (около ледника Бирд мор) и среди них — останки типичной для Южной Африки и известной также в Ипдии небольшой, величиной с собаку, коротконогой нижпетриасовой рептилии листрозаурус.

Другим примером аргументации в пользу существования Гондваны, уже упоминавшимся выше, служит расселение млекопитающих в кайнозое. Появившиеся, вероятно, еще в конце триаса однопроходные и зародившиеся в начале мела, по-видимому па материках северного полушария, сумчатые были оттеспепы плацентарными в Южную Америку и Австралию. «Мост» в последнюю вскоре «разрушился», так что из плацентарных пронпкпуть в Австралию успели лишь мелкие грызуны и летучие мыши;

в возникшей изоляции неполнозубые смогли уцелеть а сумчатые породили почти все разнообразие австралийских млекопитающих.

В эоцепе от полуобезьян произошли широконосые обезьяны Америки и узконосые обезьяны Африки и Евразии —《мостов» между этими группами континентов, видимо, тогда не существовало.

Таким образом, к неогену сформировались четыре центра развития млекопитающих: 1) сумчатые и однопроходные в Австралии; 2) сумчатые, неполнозубые и широконосые обезьяны в Южной Америке; 3) разнообразная фауна Евразии и Африки; 4) менее богатая фауна Северной Америки (без мастодонтов, оленей, обезьян, с большим количеством копытных и меньшим количеством хищников). Согласно палеозоогеографическим данным, «мост» между Азией и Северной Америкой образовался в позднем миоцепе (и просуществовал до голоцена), а между Северной и Южной Америкой — в среднем плиоцене (существует он и сейчас).

В заключение изложим вкратце историю семейства гоминид, в котором пыне имеется один вид — Homo sapiens (человек разумный). По-видимому, самыми ранпими из гомипид были миоценовые раманитеки. Впервые их ос- тапки (фрагменты верхней челюсти кепиапитека) найдены в 1961 г. Л. Зшш в Африке в слое возрастом около 14 млн. лет у Форта Тернан, в области Кенийского рифта, на восточном берегу оз. Виктория. Фрагменты челюсти свидетельствовали о ряде признаков человека —• укорочен* пом профиле лица, широкой зубной дуге, пеболыпих зубах. Вскоре после этого Э. Симопс отыскал в музеях фрагменты костей рамапитеков, найденные ранее в слоях возрастом 10—12 млн. лет в южных предгорьях Гималаев — холмах Сивалик (отсюда и название рамапцтеки ——по имени индийского мифологического героя Рамы). Затем аналогичные останки были найдены в китайской провинции Хупапь, в Юрских горах, в Центральной Испании и, наконец, опять в Кенийском рифте в слоях формации Нгороро около оз. Баринго, возраст которых около 10 млн. лет. Все это, вероятно, свидетельствует о широком распро- странепии рамапитеков в миоценовом поясе саванп, тянувшихся от Африки через всю Азию.

Следующим звеном были плиоценовые австралопитеки* Впервые их останки (череп детеныша) найдены в 1924 г* Р. Дартом в образцах кампей, собранных рудокопом в

дер. Таунг на краю пустыни Калахари в Южной Африке (отсюда и название «ав стр алопитеки »—южные обезьяны). Позже Р. Брум и Р. Дарт нашли на территории Трансвааля черепа и кости взрослых австралопитеков — существ с обезьяпоподобвыми черепами и лицами, но с похожими па человеческие скуловыми костями, сочлепе- ниямп челюстей и зубами, с объемом мозга 650 см3, большим, чем у всех известных нам обезьяп.

В посяевоепное время сенсационные находки костей и каменных орудий а встралопитеков (заставившие нас понять, что люди гораздо древнее, чем это считалось ранее) были сделаны все в том же Кенийском рифте, оказавшемся подлипной прародиной человечества. Первые из этих сен- сациопных находок совершены Л. Лики в 1959——1960 гг. в Олдувейском ущелье в Танзании. Сначала в слое возрастом около 1,75 млн. лет был найден череп без нижней челюсти австралопитека, названного зинджантроном (Зипдж — древнеарабскос название Восточной Африки), а затем в чуть более древнем слое — кости презипджан- тропа, имевшего объем мозга 650—680 см3, н орудия его труда (грубо оббитые гальки), за которые он был назван Homo habilis (человек умелый). Позже па западном побережье оз. Рудольф, у холма Лотегем, были найдены наиболее древние остапки австралопитеков, возраст которых 5—5,5 млн. лет (период существования австралопитеков тянется от этого времени до 700 тыс. лет тому назад) ;у Капапои обнаружен обломок плечевой кости австралопитека возрастом около 4 млп. лет; в долине р. Омо, в толще формации Шупгуро, пайдепы многочисленные останки австралonитеков возрастом от 3,5 до 1,3 млн. лет и кварцевые орудия возрастом около 2 млп. лет, а на другом участке этой долины ——кости возрастом около 2,75 млн. лет.

В 1968—1972 гг. сын «П. Лики, Ричард, нашел на восточном берегу оз. Рудольф останки не менее 90 особей австралопитеков, а в пункте Северо-Восточная Кооби- Фора в слое возрастом около 2,6 млн. лет — каменные изделия, отщепы из лавы и кварца; это самые древпие из известных нам орудий человека. В том же пункте, в слое возрастом около 2,9 млп. лет, найден удивительный «череп 1470» без надглазничного валика и наружного рельефа (которые все еще сохранялись у последующих архантро- нов и палеоантропов) емкостью мозга 810 сМй, большей, тем У всех австралопатеков. Там же найдем фрагменты че* ■

репа ребепка, кости 过。г и зубы гоминид, близких по типу к обладателю «черепа 1470».

В период с 1 млн. до 350 тыс. лет тому пазад в Африке и Евразии существовали архантропы (их мозг имел объем около 1000 см3, большое число извилин и развитую долю, управляющую речью) с выдающейся вперед пи жней частью лица, без подбородка, с массивными надглазничными валиками, Опи создавали каменные орудия ншкнего палеолпта шелльской культуры (от г. Шелль близ Парижа) и ранней ашельской культуры (от местности Септ-Ашель па севере Франции) и умели пользоваться огнем. К ним относятся: питекантроп (обезьяночеловек) с объемом мозга 940 см3, останки которого были пайдепы еще в 1891 г. в плейстоцене Восточной Явы; синантропы (т. е. китайские люди) с объемом мозга 850——1300 см3, мпогочис- ленные фрагменты скелетов которых возрастом около эОО тыс. лет найдены в начале 20-х годов текущего столетия в пещерах около Пекина; олдувейские питекантропы, останки которых возрастом около 1,1 и 0,5 млн. лет нашел Л. Лики; атлаптропы (от гор Атлас в Африке), останки которых (три нижпне челюсти и теменная кость), а также каменные орудия были найдены в 1954——1955 гг. в Алжире; гейдельбержец, нижняя челюсть которого найдена около немецкого города Гейдельберга вместе с костями львов и носорогов; люди мипдельского времени со стоянки Вертешсёлёш близ Будапешта, открытой в 1962 г. М. Печем и исследованной в 1963—1967 гг. Л. Вертегаем.

Примерно 350——25 тыс. лет тому пазад развивались палеоантропы с мозгом объемом около 1500 см3, как у совре- меппых людей, и даже крупнее, хотя и с несколько меньшими лобными долями, с лицом почтл без подбородка, толстыми надглазничными валиками и покатым лбом, ростом 150—165 см. Опи изготавливали разнообразные каменные орудия среднего палеолита мустьерекой культуры (от пещеры Мустье на берегу р. Везер на юге Франции). Во времена палеоантропов начало формироваться человеческое общество. В его основе лежала коллективная охота на крупных животных. Многочисленные останки палеоа1ь тропов пайдепы в Европе, па островах Средиземного моря, в Северной Африке, Передней и Средней Азии. Их типичные представители — неандертальцы, останки которых впервые найдены в пещере долипы Неандер около Дюссельдорфа еще в 1856 г.

Около 40——30 тыс. лет тому назад появились неоантро- 5 а. с. Монин 129

пы современного типа — кроманьонцы (по гроту Кро- М апьон во французской провинции Дордоыь, где их останки 6м;ш еще в 1868 г. найдены Л. Ла рте)——с орпньяк- солютренскммп п мадлен-азпльскимп орудиями верхнего палеолита, а с голоцена — с полированными каменными орудиями эпох неолита, бронзы, железа.

За последние 2——3 тыс. лот физический облик людей изменился мало (происходит, по-вндимому, лишь увеличение их среднего роста, как об этом можно судить, например, но средневековым латам и кольчугам, а в последние десятилетия — и по медицинской статистике; впрочем, все возрастающее число рослых детей -•- «акселератов» —— видно п <(певоору/кенным глазом»). За этот период по изменился, по-видпмому, и уровень интеллектуальных способностей людей; во всяком случае, великолепные образцы точности и нзшпества мышления, например, /\поллош!я Пергского и ряда других древнегреческие математиков, по нашему мнелню, ничем не уступают лучшим современным образцам.

Человеческое общество оказывает все усиливающееся влияние на развитие жизни на Земле, которое началось в форме охоты, рыболовства и нстреблепия опасных для человека животных и вытеснения дикой жизпи из населенных районов, а в паши дни идет по пути создания и разведения культурных сортов растений и пород животных и может в конце концов привести почти к 100 %-му управлению развитием всех форм жизни. Это может касаться и вида Homo sapiens, развитие которого определяется пе столько биологическими, сколько социальными факторами —прежде всего уровнем производительных сил общества и 11роизводстБеннымн отношениями его членов.

Глава 8

ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ

Иамагннчеиность горных пород. Обращения геомагнитного ноля » палеомагнитная геохронология. Полосчатые магнитные аномалии и возрасты океанского дна. Гшютеза геомагнитного динамо. Палеомпгпитшле гаи- роты и полюсы. Движение континентов по палеомаг- пнтным данным. Движение полюсов

В 50-х годах текущего столетня ученые-магнитологи уста- повили, что многие горные породы во время их образования приобретали намагниченность по направлению имевшегося тогда геомагнитного ноля, и эта иамапшчениость во многих случаях сохранилась без существенных изменений до сих пор. Поэтому, определяя направления иамагнн- чеппости пород различного возраста в конкретном районе земной коры, можно узнать, как менялось R этом районе направление геомагнитного ноля в течение того пли иного периода времени. Проделав же это во многих районах земного шара, можно восстановить историю геомагнитного поля в целом.

Способностью намагничиваться обладают породы, содержащие зерна ферромагнитных веществ ферритов, и дрежде всего таких минералов, как гематит Ге20з, магнетит Fc3O4, ильменит FeTiOs, пирротин FeS* п некоторые гмцроокмслы железа. Ферромагпитпые вещества могут обладать намагниченностью лишь ниже некоторой критической температуры, пазываемой точкой Кюри и разной для разных ферромагнетиков. Ниже точки Кюри ферромагнетик распадается иа области с различными паиравлетшями памапшчеппости — домепы размерами от единиц до сотен микронов. При нзменепиях внешнего магпитпого ноля домепы перестраиваются неполностью, так что средняя на- магпиченпость тела оказывается зависящей не только от внешнего магнитного ноля в данный момент времени, но и от его эволюции в прошлом (эту зависимость от предыстории называют гистерезисом). В частности, при снятии внешнего магнитного поля в ферромагнетике сохраняется некоторая остаточпая намагничепность.

Н аиболее велика и стабильна термоостаточная иамаг- ничеппость, которую приобретает горячий, но остывающий ферромагнетик в момент перехода его температуры через

точку Кюри. Такую наматнииевностк приобретают 巾е PR公尸 ты в остывающих лавах, так что изверженные породы оказываются хранителями отпечатков геомагнитного поля, существовавшего во время их остывания. Совершенно иную природу имеет ориентационная намагниченность осадочных пород: осаждающиеся в воде частицы, как крошечные стрелки компасов, в KaKoii-то мере ориентпруются по направлению геомагнитного поля или, по крайней мере, его горизонтальной компоненты.

При восстановлении истории геолтгпптного поля по современной памагниченпости пород различных возрастов встречается ряд трудностей. Некоторые ферриты намагничиваются нс по направлению внешнего магнитного поля, а по противоположному направлению пли же способны менять при некоторых температурах направление своей па- маги иченностн на обратное (самообрахцение). Направле- пне намагниченности может отличаться от направления внешнего магнитного поля вследствие о ри ентировап пости кристаллитов в поликристалле и сплюснутых или вытянутых ферритовых зереп в породе, а также из-за того, что к внешнему полю прибавляется магнитное поле самого тела. Первичная намагниченность со временем медленно ослабевает, и на нее налагается дополнительная вязкая намагниченность, ориентироваппая по современному геомагнитному полю. Дополпительпая намагпичешюсть может возникать также при вторичном нагреве пород (например, при их контактном метаморфизме) и некоторых их физико-химических изменениях, при появлепии в пих механических напряжений, а также вследствие кратковременных сильных магнитных полей при грозовых разрядах. Наконец, направление памагнпчениости пород может поворачиваться в пространстве при движениях слоев земной коры. Из-за всех этих осложнений первые попытки восстановления геомагнитных полей прошлого, предпринимавшиеся в 50-х годах текущего столетия, приводили к столь большому разбросу результатов, что казались совершенно бесполезными.

Однако с течением времени магнитологам удалось значительно усовершенствовать методику восстановления геомагнитных полей прошлых эпох. Детальный анализ пород (петрографический, химический, рентгеноструктурный, исследование фазовых переходов, намагничивание с последующим глубоким охлаждением и т. н.) теперь позволяет выяснять природу ферритов в породе и оценивать ия

первичность. Удается различать виды иамагничепностп (пользуясь, в частности, тем, что они по-разному ослабевают при магнитной чистке, т. е. при размагничивании образцов породы растущим переменным магнитным полем, нагревом пли просто временем при изоляции от современного магнитного поля), оценивать палеомагшттпую стабильное! ь пород п отличать первичную намагниченность (оставптуюся от начальной) от вторичной. Так, если имеется только один вид намаглнчеппости, то при постепенном размагничивании общее наиравление намагниченности образца не изменяется, в противном же случае оно сменяется на направление намагниченности наиболее стабильного вида. Размагничивание временем в течение двух——трех недель, иногда в сочетании с пагревом, уничтожает вязкую намагниченность. Последовательные нагревы и охлаждения позволяют опознать термоостаточную памагничеппосты опыты по переосаждению осадков — ориентационную. Имеются способы выяснения ориентированности мнкро- кристаллов или зерен в породе, а такм«е оценки собстиеп- пого магнитного поля тела в целом. Таким образом, удается выяснять природу первичной намагпичеппости и определять ее направление и величину.

Применение всех этих методов позволило значительно снизить разбросы при реконструкциях палеомагпитпых полей прошлого и получить ряд убедительных п важных результатов. Остановимся па двух группах результатов палеомагпитпых определений.

Первая из них заключается в построении палеомаг- нитной шкалы геологического времени, оспованной на чередовании эпох нормальной н обратной полярности геомагнитного поля. Вторая состоит в определении палеоширот стабильных контппеитальных блоков земной коры и их ориентаций относительно географических полюсов в различные периоды времени, а тем самым н в реконструкции относительных движений коптипептов и полюсов.

Первое из упомянутых достижений выросло из открытия Б. Брюном еще в 1906 г. намагниченности некоторых лав во Франции, противоположной ио направлеипю совромеппому геомагнитному полю. Такая обратная па- магнпчепность некоторых лав затем была обнаруяхона во многих районах мира. В послевоеипые годы специальное подробное обследование третичных и четвертичных лавовых потоков Исландии, Англии, Франции п Японии показало, что только половина из них намагничена нормаль-

iio — по современному геомагиитному полю, другая же половина имеет обратную намагниченность. При этом в большинстве случаев обратная намагниченность лав была создана, по-видшюму, не какими-либо аномальпым»! свойствами ферритов или самообращеииями их памагпичеппо- стп, упоминавшимися выше, а обратной полярностью геомагнитного поля во время остывания этих лав. Так, например, японские магнитологи нашли случаи, в которых в нормально памапшченном осадочном слое имелись обратно памагяичецпые иптрузпи, обожгкеппая которыми осадочная окрестность также имела обратную памагппчен- ность. В лавах были найдены тонкие переходные слои, в которых направление памагничеппостп плавно поворачивалось от нормального к обратному (а интенсивность намагниченности в этих переходных слоях была ослабленной) •

Это поразительное открытие обращений полярности геомагнитного поля было окончатолыю подтверждено в серии работ 1963—1968 гг. А, Кокса, Р. Доэлла и Г. Далримпла, соиоставивших знаки намагипче н пости 240 образцов нормально и обратно намагниченных верхиеплиоцено- вых п четвертичных лав из различных районов мира с абсолютными возрастами этих лав, определенными но калий-аргоновому методу. Сопоставление показало, что ориентация намагиичешюстп иетко зависит от возраста лав, т, е. что в прошлом происходило чередовапие эпох нормальной и обратной полярности геомагнитного поля.

Результаты такого сопоставления :［二 ш последних 4,3 млп. лет приведены па рис. 35. Опи показывают, что за это время сменились четыре эпохи ггорхтальпоп (н) и обратной (о) полярности геомагнитного поля. Эти лпохи названы но именам выдающихся ученых-магнитологов (от настоящего в прошлое): Брюнес (и), Мату ям а (о). Гаусс (н) и Гплберт (о). Возраст границ между ними следующий: Брюпес — Матуяма — 0,69 млп. 门妙 т, Мату яма— Гаусс — 2,43 млн. лет, Гаусс——Гилберт―3,32 млп. лет. Внутри эпох полярности открыты на порядок более короткие всплескн протнвоиологкпой полярности геомагнитного ноля ——события, названные по местностям, где они обнаружены: в эпохе Брюпес — событие Лаша мн (о), в эпохе Матуяма — события Ярамплло (и), Гилса (и) и двойное событие Олдувей (н). в эпохе Гаусс ——собгэпия Каепа (о) ，Маммот (о), в эпохе Гилберт — события Кочити (н) и Нунпвак (н).

дует ожидать при приблизительно постоянной скорости океанского осадкообразования, которая служит здесь коэффициентом пропорциональности),дует ожидать при приблизительно постоянной скорости океанского осадкообразования, которая служит здесь коэффициентом пропорциональности),

дует ожидать при приблизительно постоянной скорости океанского осадкообразования, которая служит здесь коэффициентом пропорциональности),

дует ожидать при приблизительно постоянной скорости океанского осадкообразования, которая служит здесь коэффициентом пропорциональности),

Обнаруженное по намагниченности лав чередование эпох нормальной и обратной полярности геомагнитного НОЛЯ II событий внутри этих эпох получило хорошее подтверждение при определении направлений намагпичециости ио- следова тельных слоев в колонках океанских осадков, в том числе в колонках глубоководного бурения океанского дпа, проводимого начиная с 1968 г. специально оборудованным для этого судном «Гломар Челленджер» (за 1968—1977 гг. опо пробурило в разных районах Мирового океана 600 скважип с проникновением в толщу дна более чем па 1400 м, вс многих случаях — до подстилающих осадочные породы базальтов, а в одном случае скважипа прошла свыше 500 м через толщу базальтов до лежащих пигке ги- иербазптов). Выяснилось, что в колонках осадков чередуются слои с нормаль- Hoii II обратной намагниченностью, причем в большинстве случаев тонины таких последовательных

слоев оказываются пропор- цио нал ьн ымк длительностям соответствующих эпох полярности геомагнитного поля (как этого и сле-

E任 蜜 彥总

||

題！

、4。z 、0,03

вашими

5

0,51

-0,63

&

-

I

М

—0,89 、0盟

-Ярамилло

江

/，例 6力63 、W 1,79 -?,3f 《"8

Z,〃 2/3

2,0-

.

ма

-Гилса

Олдубей

2,5 -

■

-2,93

3,0-

「2,80

Каена

、Маммот

Q

В

-3,32

工5 -

^ 3970

-3,SZ

-4,05

_Jf^25

例二

f г

4,5 二

i

-Кочити

-Нунибак

»

一勺宛

Рис. 35. Шкала обращений геомагнитного поля за последние 4,5 млн. лет

Черное — нормальная полярность

Л1С. 86. Аномалии величитэ! иапряженностн магнитного поля в районе сюдводного хребта Рейкьш<ес (по Дж. Хейртцлеру, К. Лепишоиу п Дж. Барону (1966))

Зачернены полосы положительных аномалпй； 4——А — ось хребта

В отличие от лав запись изменений намагниченности во времени в колонках осадков непрерывна н потому позволяет изучать тонкую структуру таких изменений; свидетельства колонок осадков о налеомагнитиых событиях (панрпмер, о раздвоении события Олдувей) имеют высокую значимость (правда, при перерывах в осадконакоплении какие-то пз событий могут в некоторых колонках отсутствовать, по такие перерывы представляют большой интерес и сами по себе). По толщинам слоев в колонках осадков удалось установить, что обращения молярности происходят за несколько тысячелетии, причем за этот период дипольная часть геомагнитного поля (см. ниже) сначала убывает, а затем вповь вырастает, по с противоположным знаком.

В главе 5 излагалась гипотеза Г. Хесса и Р. Дитца об образовамин океанской литосферы п коры в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов и о раздвижении океан* ского дна в обе стороны от этих рифтовых зон конвекционными течениями в мантии Земли под астеносферой* Учтем, что базальты второго слоя океанской коры, выплавляемые из мантии в рифтовых зонах, должны при

ГилбертГилберт6610млн. лет Гисберт6610млн. лет Гисбертs&e&s 夕吕Hsdg SK^E&X JaRs&e&s 夕吕Hsdg SK^E&X JaR

Гилберт

Гилберт

6610

млн. лет Гисберт

6610

млн. лет Гисберт

s&e&s 夕吕Hsdg SK^E&X JaR

s&e&s 夕吕Hsdg SK^E&X JaR

Рис. 87. Иллюстрация симметрии магнитных аномалий относительно осн срединно-океанского хребта

Ниншяя кривая — профиль магнитных аномалий на поперечном разрезе через Тихоокеанско-Антарктический хребет около 50° ю, ш. п 120° з< д.; верхняя кривая получена из нижней зеркальным отражением относительно оси хребта. Вверху ——шкала расстояний, впиау ——шкала длительности эпох полярности геомагнитного поля； их сон оставление дает для скорости раздвижения океанского дна в этом районе значение 4,5 см/год

SXJE92S-3g EO an 書EWDdSXJE92S-3g EO an 書EWDdВозрастали, лет Z 54Возрастали, лет Z 544 5 £4 5 £碗 知 即碗 知 即

SXJE92S-3g EO an 書EWDd

SXJE92S-3g EO an 書EWDd

Возрастали, лет Z 54

Возрастали, лет Z 54

4 5 £

4 5 £

碗 知 即

碗 知 即

Рис. 88. Из^тенения полярности магнитного ио；1я и шпрпна полос магнитных аномалий в семи районах Мирового океана

Черное — полярность. аналогичная современной, белое — обратная; 1 — Восточно-Тихоокеанское поднятие (скорость раздвижения м=10—12 см/год); 2— Тихоокеанско-Антарктическое поднятие (гг=8 см/год); й — южная часть Индийского океана н северная часть Тихого океана (程=6 см/год);

4 — Южная Атлантика (и« =3 см/год); 5 — северная часть Индийского океана (и=2,5 см/год); 6 — Северная Атлантика («=» =2 см/год)

яп^хкжикппв

ПосмЗооагпелбНос^б зментая trMXpwcmtk 4^^

своем остывании в п()слсдовател1>ные эпохи полярности геомагиитнрго поля приобретать соответственна нормальною или обратную памагнмчсппость. Тогда следует ожидать, что при растяжеппп океанского диа иа пе工 должны образовываться полосы положительных и отрицательных магнитных аномалий, параллельные осям срединпо-оке- анеких хребтов и симметричные относительно зтих осе% причем ширины таких последовательвых полос дол/кпы быть 11ропортщотталъпыуш длительностям соответствующих эпох полярности геомагнитного поля (конрчио, пока скорость растяжения океанского дна, слуя>атцая здесь козффициентом пропорциопальности, хотя бы нриблнзп- тельно постоянна во времени). Эту гипотезу ъыдвппулп в 1963 г. Ф. Вайн II Д. Мэтьюз; в 1964 г. аналогичную гипотезу независимо опуб/шковалп Л. Морли и А. Лярошель. В последующие годы были собраны многочисленные данные, свпдетельствуюиую в пользу этой гипотезы.

Полосчатая конфигурация магнитных аномалии в океане впервые была обнаружена Р. Мейсоном п А. Раффом еще в 1958 и 1961 гг. в северо-восточиоп части Тихого океана, где были зафиксированы узкие, пшриноп по 30— 40 км, параллельные друг другу (в этом районе мерндио- нальиые) полосы чередующихся ноло/кптел1>пых и отрицательных магнитных апомагпп! интенсивностью порядка 50() гамм, нрпблпзитегпяю постоянной вдоль каждо)т полосы. Апалоглчтпле результаты были получены в 1962 г. в районе подводного хребта Карлсберг в северо-западной части Нн；1нАского океана, а затем и во многих других районах Мирового океана, включая Арктику и Красное море. На рис. 36 нрнведеп ставшпи классическим пример карты магнитных апомс：лин в районе подводного хребта Рейкьяпес — участка СредштпоАтлаитцческого хребта к югу от Исландии (полосы аномалий являются, конечно, скорее цепочками пятен, так как, согласно современным данным, пзлияипе базальтов в рифтовой зоне происходит

Рис. 39. Кпрта зпачеиим возраста океанеко* коры, определенных по данным глубоководного бурения н полосам магнитных aHo»ian»ii

Двойные линии — рифтовые зоны средин ио-океанских хребтов; штрихо* вые —- изохроны; цифры —— возрасты океанской коры в десятках миллионов лет； жирная линия — граница мезозойской океанской коры； заштрихована область океанской коры гшйнозойского возраста; кру】】;кн — скважины глубоководного бурения: черные — до базальтов, светлые — не достигшие базальтов

нс непрерывно и не равномерно вдоль нее, а из отдельных вулканов, возникающих в ней то тут, тс там). На рис. 37 демонстрируется пример симметрии магнитных аномалий относительно оси срединно-океанского хребта — почти полное совпадение профиля магнитных аномалий па поперечном разрезе через Тихоокеанско-Аптарктический хребет (около 50° ю. ш. и 120° з. д.) с кривой, полученной из этого профиля зеркальным отражением относительно оси хребта. Пропорциональность ширины полос магнитных аномалий длительностям эпох полярности геомагнитного поля демопстрпруется па примере семи районов Мирового океана па сводном графике рис. 38; из графика видно, что скорости растяжения океанского дна варьируют от максимальных 10—12 см/год (Востодно-Тмхооке- анекое поднятие) до мппимальпых 2—2,5 см/год (Северная Атлантика и северная часть Индийского океана).

Таким образом, границы полос магнитных аномалий (а также линии, им параллельные) можно рассматривать как изохроны^ т. е. линии одинакового возраста океанской коры. Карта таких изохрон для всего Мирового океана приведена на рис. 39 (области океанской коры кайнозойского возраста, которые на этой карте заштрихованы, занимают около половины всего океанского дпа); на рис. 40 дана более детальная карта изохрон для Северной Атлан- тики. Прямую проверку этих предсказаний возраста различных участков океанской коры удалось ocyп^ecтвить по данным глубоководного бурения дпа океана. В тех скважинах, которые полностью проникли сквозь осадки и достигли лежащего под ними базальта, микропалеонто- логическим методом определялся возраст самого нижнего слоя осадков, иепосредствепно прилегающего к базальту. Оказалось, что полученные данные вполне удовлетворительно согласуются с возрастом палеомагшттпых изохрон (рис. 41). Это свидетельство в пользу гипотезы растяжения океанского дна явилось одним пз важнейших результатов глубоководного бурения «Гломара Челленджера».

Хорошее согласование таких независимых друг от друга данных, как продоляштельность эпох нормал!：ной и обратной намагниченности лав, толидина пормальио н обратно памагппченных слоев в колонках океанских осадков, пшрипа полос положительных и отрицательных магнит- пых а помалий океанского дна и возраст базальтового фундамента океанской коры, делает весьма убедительны-

Рнс. 40. Карта aiiauciniii возраста дна Северной Атлантики (по У. Иитмеиу п М. Тальванп (1972))

ми и представление об обращениях полярности геомагнитного поля, и гипотезу о растяжении океаиского дна.

Полосчатые магнитные аномалии океаиского дна оказались наиболее удобной информацией для восстановления эпох полярности геомагнитного поля в дагюком прошлом. Воспользовавшись хорошо согласующимися друг с другом и ос ледов ательностями магнитных аномалий в северной и южной частях Тихого океана и в южпых частях Атлантики п Индийского океана, Дне Хейртцлер. Г. Диксои, Э. Хорроп, У. Питмен и К. Лепишон построили палеомагнитную шкалу времени на 80 млн. лет в прошлое (см. левую колонку на рис. 42). С помощью корреляции между полосчатыми аномалиями западнее Гавайских островов (раннемеловая часть которых хорошо согласуется с аномалиями в районе Феникс у экватора в Тихом океан® и в

Возраст дребнеиших。皿办施,млн.力етВозраст дребнеиших。皿办施,млн.力етРмс. 41. Согласование значений возраста палеомагннтных изохрон и базальтового фундамента океанской коры но дапиьш глубоководного буре- ш«я дна океанаРмс. 41. Согласование значений возраста палеомагннтных изохрон и базальтового фундамента океанской коры но дапиьш глубоководного буре- ш«я дна океана.*75%взюнр HWH 妄МВ器 ои Е2、0е*.*75%взюнр HWH 妄МВ器 ои Е2、0е*

Возраст дребнеиших。皿办施,млн.力ет

Возраст дребнеиших。皿办施,млн.力ет

Рмс. 41. Согласование значений возраста палеомагннтных изохрон и базальтового фундамента океанской коры но дапиьш глубоководного буре- ш«я дна океана

Рмс. 41. Согласование значений возраста палеомагннтных изохрон и базальтового фундамента океанской коры но дапиьш глубоководного буре- ш«я дна океана

.*75%взюнр HWH 妄МВ器 ои Е2、0е*

.*75%взюнр HWH 妄МВ器 ои Е2、0е*

районе к востоку от Японии) и «аномалиями Китлиj> по западной периферии Саргассова моря в Северной Атлантике Р. Гарсон и У. Питмеп продолжили эту шкалу до 162 млп. лег в прошлое (см. правую колонку па рнс. 42). Согласно этой шкале в последние 85 млн. лет, а ташке в период 148— 111 млп. лет верхней юры п нижи его мела происходили довольно частые обр<иценпя полярности геомагнитного ноля, период же 411—85 млп. лет среднего II верхнего мела отличался неизменно!! нормальной полярностью (это же относится п к некоторому периоду времени ранее 148 хеш, лет). Данные о направлепиях нам а гнпче штостй пород контшгенталыгой коры показывают, что обращения полярности геомагнитного поля происходили и в более древние времена. Обобщив такие

млн. лет

Миоцен

Плейспто^н Плиоцен

①〃 aoqe/y

Эоцен

Палеоцен

Маастрихт

Сампан %

Синтон

Коньяк

8

勿

Ко 淞 ик [дрон Сеноман

Альб

Портленд

м~20

Келлобей

млн, пет

9g

100

Апт

баррем

-—一 —м—5

Готериб м-10

Валамжин

_м-15

берриас

Кимеридж

Оксфорд

Рис. 42. Ламонтская палеомагпитпан шкала времени Мерное — нормальна» полярность

даиные по территории СССР, A. IL Храмов и Л. Е. Шол^ по (1967) предлом<или первую ориентировочную палео магнитпую шкалу времени для всего фанерозоя. Согласно этой шкало почти во всем мезозое и в период О2— Si преобладало магпитпос поле современной иоляриости с редкими вспышками обратной. В периоды €】，Ои Da—Ci, С2—Р2 и в палеоцеие преобладала обратная по-

лярпость. Наконец, в периоды €»—€§, Sz—D【，G—G и P2—Ti, а также в течение большей части кайнозоя происходили частые, каждые 0,3—5 млп. лот, обращения полярности геомагнитного поля.

Рис. 35 и 42 показывают, что геомагнитному полю действительно свойственны обращения полярности, так что теории, претендующие на объяснение происхождения геомагнитного поля, должны объяснять ы эту способность.

Указания на изменения геомагнитного поля со времен нем, могущие привести к обращению его полярности, дают измерения магнитологов, проведенные за последние 150 лет. Современное геомагнитное поле (краткие сведения о котором мы приводили в главе 1, см., в частности, рис. 2) мо/Кпо приблилчонпо описать как поле помещенного в центр Земли магнитного диполя (двухполюсника, подобного намагниченной ;келезпой палочке пли стрелке компаса); горизонтальная составляющая такого поля па поверхности Земли пропорциональна косинусу географической широты, а вертикальная — удвоенному синусу широты. Точнее, совромстпюо геомагпит- ное поле — сумма дипольной части и вдесятеро менее иитопспвпой недипольной части. Измерения последних 150 лет показывают, что дипольная часть убывает со скоростью около 5% за 100-лстпс, и если этот процесс будет продолжаться с такой же скоростью и в дальнейшем, то через 2000 лет произойдет обращение полярности геомагнитного поля. Таким образом, возможно, что мы живем как раз во время обращения полярности.

Измерения показывают, что недипольпая часть современного гсомагиитиого поля смепдается па запад со скоростью около 0,18° долготы в год (полпый оборот вокруг Земли за 2000 лет). С позиций нзлонмешюй в конце главы 1 современной гипотезы о дипамо-мехаппзме генерации геомагнитного поля (течениями электропроводящей жидкости во внешнем жидком слое земного ядра) западный Npoikp педиполыгой компоненты объясняется, возможно, переносом неоднородностей поля течениями в ядро со скоростями порядка 20 км/год «0,7 мм/с. Такие течения могут быть проявлением небольшого отставания вра* щепия внешнего слоя ядра вокруг земной оси от вращения мантии н коры. В то же время вращения ядра и мантнп связапы друг с другом: сумма их моментов количества движения должна быть постоянной во времени. Поэтому обнаруженную Э. Вестипом (1953) тесную связь

между неравномерностями западного дрейфа педипольнон части магнитного поля в £905—1945 гг. и измеренными астрономами вариациями скорости вршцения Земли (т. е. коры и мантии) в эти годы можно считать свидетельством в пользу гипотезы о динамо-механизме в жидком ядре.

Как следствие из этой гипотезы можно высказать следующее предположение (которое мы будем использовать нихсе): поскольку на 〃вюк(”шя в жидком ядре должно влиять вращение Земли, можно ожидать, что геомагнитное поле, осредиенпое за периоды в десятки тысячелетий (большие по сравнению с типичными периодами его вековых вариаций, но меньшие по сравнению со временем тектонических процессов), будет симметрпчпылг относи- телыю оси вращения Земли (мгновенные же, не осроднен- ные поля такой симметрией ис обладают).

Гипотеза динамо может дать основу и для объяснения обращопий полярности геомагнитного поля. В самом деле, простейший динамо-механизм, генерирующий магнитное поле, можно построить, взяв металлический диск, вращающийся на металлической жо оси и помещенный в параллельное этой оси магнитное поле. По закону индукции вращение диска в магнитном поле породит в нем электрический .ток, направленный от оси к ободу диска. Будем снимать этот ток с обода щеткой и отправлять его па ось но проводу, совершающему около оси один или несколько витков. Витки с током будут создавать повое магнитное поло, параллельное оси, которое будет прибавляться к начальному. В результате и магнитное поле, и ток будут расти со временем. Это дисковое дннамо способно генерировать магнитное ноле, ио расчет показывает, что способностью к обратцениям полярности оно по обладает. Однако стоит только взять два взаимодействующих дисковых дппамо, в которых ток одного подпитывает магнитное* ноле другого, и наоборот (рис. 43), н расчет показывает, что здесь уже появляется способность к обращениям полярности. На первый взгляд ка/кется, что механизм движений в жидком слое земного ядра не имеет с дисковыми динамо ничего общего. Однако на самом деле описывающие этот механизм уравиенпя во многом аналогичны уравнениям для цепочек взаимодействующих дисковых динамо. С этой точки зрения способность геомагнитного ноля к обра1цепиям полярности перестает быть загадочной.

Рис. 43. Двухдисковое динамоРис. 43. Двухдисковое динамоПерейдем теперь ко второй группе результатов палео- магнитных исследований — определениям палеомапштных полюсов. Пусть в выбранном пункте земной коры (с географической широтой(pft и долготой 入J определено среднее направление намагниченности породы геологического возраста 片,т. е. измерено склонение 少厶(£) этого направления (угол между его горизонтальной составляк)1ц(?й и современным направлением иа север) и его наклонение Ih(t) (угол между направлением па маги теп ноет и п горизонтальной плоскостью). Определив это среднее направление по многим образцам пз различных слоев данной породы, можно считать, что оно соответствует Нс1леомагпитпому полю, осреднсп- пому за большой проме;куток вре- мепп и поэтому (согласно сформулированному выше следствию из 'пнютезм динамо) симметричному относительно оси врахцеиия Земли того времени. Иначе говоря, можно считать, что среднее направление намагниченности породы, определяемое углами 0虱，)и /A(i), указывает па географический полюс возраста 力.

Рис. 43. Двухдисковое динамо

Рис. 43. Двухдисковое динамо

Если допустить, что осредпенпое палеолтагпитпое поле не только осесимметрично, но еще и дииолгаю, то тангенс палеонаклопепия h(t) 6у〃ет равен удвоенному тангепсу палеошироты @口(Z), так что последняя будет просто определяться ио h(t). Зная же географические координаты точки измерения(р& и 入加 палеосклопетю Dh (0 п палеошироту ©九(Е), нетрудно рассчитать географические координаты налсополюса <р(。 и Х(0- Определенный таким образом иалеополюс называют виртуальным полюсом.

Рассмотрим некоторый блок земной коры, стабильный в том смысле, что во все геологические времена с возрастами от t до современного он полностью сохранял свою форму, так что все расстояния между любыми его точками оставались пеизмеппыми. Тогда ясно, что все виртуальные полюсн возраста 力 определенные по пунктам в пределах этого блока, должны совпадать; их хорошая кучность бу* дет свидетельствовать о малости ошибок, вкравшихся в измерения и расчеты, и внушать уверенность в падежпо- сти определения палеополюса как среднего из этих виртуальных полюсов. Такой результат получается, в част-

пости, по породам позднего плейстоцена и голоцена со всех континентов: их виртуальные полюсы группируются у современного географического полюса и оказываются более кучпыми, чем виртуальные полюсы современного геомагнитного поля (нс осреднешюго по времени, так что его иедппольная часть пе исключена). Аналогично, лишь с чуть большим разбросом, выглядят виртуальные полюсы всех контппеитов с возрастами до олнгоцена илп даже до эоцена, свндетельс1вуя тем самым, что за последние 40— 50 млп. лет шт рас про деление континентов по широтам, шт положение географического полюса пе претерпевали существенных пзмепеннп. Что касается более рапштх времен, то палеомапгптиые данные свндс'тельствуют уже о заметных движениях континентов и полюсов.

Одно из первых таких свидетельств было получено в 1954 г. английскими магнитологами Дж. Клеггом, М. Олмондом и П. Стаббсом в результате измерений намагниченности красных песчаников триаса Англии, показавших, что за послетриасовое время расстояние по шпроте между Англией и Северным полюсом уменьшилось градусов па 30 и Англия повернулась относительно соедппяютцс1т ее и полюс дуги большого круга па 34° по часовой стрелке. В 1956—1958 гг. сенсационные результаты принесли измерения намагниченности базальтовых излияний — траппов Декана в Индии, возраст которых варьирует от юрского до третичного; но этим данным, палеотпцрота Бомбея в юре равнялась 40° то. in., сейчас же он находится на 19° с. шм так что расстояние между ним н Северным полюсом за последние 135 мли. лет умеиыпплось на 7000 км (скорость сближения составляет около 5 см/год). В 1958 г. Э. Ирвпнг 11 Р. Грпп измерили памагнпчешюсть ряда образцов различного возраста из Юго-Восточной Австралии и установили, что пгшеоширота этого блока коры в венде была близка к 70—80° ю. ш., за кембрий изменилась до 0° и в ордовике даже ло 30° с. ш., после чего тавно менялась опять до 80° ю. ui, в карбопо и перми, а затем вновь стала уменьшаться до со современного значения; эти данные позволяют толковать упоминавшееся в главе 6 пермо-карбоновое оледепеппе Гондваны как материковое^ естественное для о芯o^erno孔яр〃о?о района.

Допуская возможность двигкепий континентов друг отпосптслыю друга, К. Крир, Э. Ирвинг u С. Ранкорн предложили строить траектории движения полюса q)Q) и 入(£) относительно каждого континента 〃。отдельности

Рис. 44. Траектории движении Южного полюса относительно Африки и Южной Америки в верхнем палеозое прн современном размещении указанных континентов (а) и при их совме1цении по линиям материковых склонов (б>Рис. 44. Траектории движении Южного полюса относительно Африки и Южной Америки в верхнем палеозое прн современном размещении указанных континентов (а) и при их совме1цении по линиям материковых склонов (б>Рис. 45. Траектории движения Северного полюса относительно Европы и Северной Америки за последние 400 млн. лет

Рис. 44. Траектории движении Южного полюса относительно Африки и Южной Америки в верхнем палеозое прн современном размещении указанных континентов (а) и при их совме1цении по линиям материковых склонов (б>

Рис. 44. Траектории движении Южного полюса относительно Африки и Южной Америки в верхнем палеозое прн современном размещении указанных континентов (а) и при их совме1цении по линиям материковых склонов (б>

(по измерениям намагниченности пород только в пределах данного континента). Оказалось, что траектории движения полюса относительно разных континентов отнюдь пе совпадают друг с другом, как это было бы при неизменном расположениц коптииептов друг отпосительпо друга. Следовательно, взанмиое расположение коитинептов действительно изменялось со временем. Тогда возникает задача —восстановить взаимное расположение всех континентов (точнее, всех стабильиых блоков континентальной коры) в различные периоды прошлого времени так, чтобы соответствующие всем им палеоиолюсы одинаковых возрастов всегда совпадали. В качестве примера на рис. 44 приводятся траектории движения Южного полюса относи-

тельно Африки и Южной Америки для периода времени от 400 до 200 млн. лет тому назад (от начала девона до середины триаса). Они отнюдь не совпадают — африканская траектория лежит заметно восточное южиоамерикан- ской. Но их мохшо привести к совпадению, если принять, что Африка и Южная Америка в течение всего верхнего палеозоя были совмещены так, что линии их материковых склонов совпадали.

Аналогичным примером могут служить траектории движения Северного полюса относительно Европы и Северной Америки за последние 400 млн. лет, показанные на рис. 45. При современном располон^ешш этих континентов девопо-триасовьш отрезок европейской траектории лежит восточнее североамериканском траектории приблизительно на 45° — как раз на ширину Северной Атлантики, но обе траектории совпадут, если допустить, что с до- вона до юры Европа и Северная Америка были совмещены по линиям их материковых склонов, а с юры по палеоген раздвигались, образуя Северную Атлантику.

В качестве третьего примера приведем результаты А. П. Храмова и Л. Е. Шолпо (1967), построивших виртуальные полюсы различных возрастов, во-первых, по породам европейской части СССР и Средней Азии (опи оказались неплохо согласутощимися с траекторией европейского полюса; рпс. 45) и, во-вторых, по породам Сибири и Дальнего Востока — в мезокайпозое опи пе имели каких- либо систематических отклонений от европейских полюсов, а в палеозое оказались заметно южпео п западное европейских (например, по Сибири полюсы верхнего кембрия и ордовика попали в районы нынешней Австралии, по Восточной Европе —в северпую половину Тихого океана). Эти результаты можно считать указанием на существование в палеозое сибирского материка Лнгариды, отделенного от Русской платформы.

Заметим, впрочем, что относительные движения континентов. обеснечнва югцие совпадение соответствующих им палеонол юсов одинаковых возрастов, но одним лишь па- леомапштпым данным восстанавливаются иеодпозвачио, так как вследствие допущения осесимметричности осред- певпых палеомапштпых полей палоодолготы тех или иных блоков земной коры по палоомагнптным данным определены быть не могут. Для однозпачного восстанов- л^нтя движения континентов необходимо привлекать до- полиите.чьиые материалы. Таковыми могут быть, папри-

мер, тектонические данные о расположении древних срединно-океанских хребтов и зон Заварицкого—Беньофа, ваправлопиях н скоростях растяжсппя океанского дна; к этому вопросу мы еще вернемся ниже.

Таким образом, определение траекторий палеом()гпнт- ных полюсов относительно различных коптинршов н совмещение этих траекторий приводят к весьма радикальным результатам, являющимся новыми * независимыми ст предыдущих количественными свидетельствами об образовании II распаде фансрозойских супе ркоптипе итов Гондваны, Лавразин и 11ангеп, уполптпавшнхея е главах 2 и 6. (Предположения об пх сущоствовамнп высказывались ранее рядом геологов па основании сходства соответствующих участков береговых линий н пересекаемых ими геологических структур совремеппых осколков этих су- верконтипептов, а также на основании разнообразных палеонтологических, палеоботанических и палеокл и магических данных.)

Возможные причины дви/кения континентов (вместе с содержаищми их литосферными плитами) уже указывались выше в главах 3 ir 5; это конвективные телепня в верхней маптип, вследствие трения через астеносферу увлекающие за собой литосферные плиты. Попытаемся теперь разъяснить также причины двн/кепи!! полюсов. При этом будем исходить из того, что направление оси врап^ония Земли в пространстве не изменяется, т. е. эта ось все время иаправлепа в одну п ту же точку на звездном небе (так называемый Полюс лшра), а Земля в “е.юм поворачивается относительно этого направления так, что полюсы вращения блуждают по со поверхности (па самом деле направление оси вращения Земли или, точнее, вектор момента количества движения вращаю! цейс я Земли может меняться из-за наличия момента сил притяжения других небесных тел — Лупы, Солпца и других плапет. Одпако расчет показывает, что такие изменения складыва юте я, во-первых, из сравнительно короткопернодцых ирецесси- онпых и нутационных колебаний, исчезаюгцнх ирл унемн- иавшсмся выше осредпсшш по времени, свойственном палеомагнитным определениям, и, во-вторых, из очень медленных эффектов приливного трения порядка миллиардов лет, которыми мы пока что пренебрежем, ио будем специально их анализировать в главе 10).

Для осуществления значительных поворотов Земли относительно направления оси ее вращения нужны, во-пер- 150

вых, силы, момент которых заставил бы се поворачиваться. Во-вторых, нужно, чтобы Земля была не слишком жесткой, так что в пей даже при небольших папряжениях могли бы развиваться значительные деформации.

Согласно имеющимся оценкам главные силы, ответст- веппыо за блуждание полюсов, связаны с неправильностями распределения масс в Земле относительпо экваториального вздутия, создаваемыми различиями между кон- типептами и океанами и пре;кде всего том, что контпиенты выгни. При этом на каждый континент действует полюсо- бежпая сила Этвеша ——направленная всегда к экватору векторная сумма силы тяжести, приложеппой к центру тя/кести своего Хчоптипента, и архимедовой силы плавучести, прпло/Кенной к центру тяжести нижней, погруженной в литосферу иасти континента. Эти силы малы (недостаточны для того, чтобы сдвигат!» континенты), но их суммарный момент значителен (способен поворачивать Землю относительно оси ее вращения). Момент сил Этвеша стремится повернуть Землю в такое равновесное но ложе1гие, при котором наибольшая доля коптииентальпых масс находится в зоне экваториального вздутия.

Проведенные М. Милапковичем (1934) и У. Манком (1958) расчеты показали, что в настоящее время равпо- весиое положение полюса может находиться либо около Гавайских островов, либо около Архангельска. Палео- магиитпые реконструкции многих авторов показывают, что за последние 500 л л и. лет полюс перемещался из цептральных районов Тихого океана в Арктику. То, что он еще не дошел до Архангельска, можно пытаться объяснить большой эффективной вязкостью земного вещества, тордюзящс!! повороты Земли относительпо оси ее вращения. По в это рассуждение нужно еще внести поправку па то, что одновременно с движением полюса к его равновесному полоиапппо происходит и двия^епие континептов вместе с иссуидимп их лнтосфорпыапт плитами, а потому к смещение равновесного положен и я полюса.

Таким образом, если бы коптипепты пс двигались, то полюс должен был бы сместиться в равновесную точку и оставаться в пей, по при движении контипонтов эта точка все время смещается и полюс «гопится» за ней с некоторым отставанием, создаваемым вязкостью земпо- го вещества.

Глава 9

ДВИЖЕНИЕ КОНТИНЕНТОВ

Сходство противоположных берегов Атлантики. Гипотеза Вегеиера. Тектоника литосферных илвт. Границы плит. Двиясенне плит на сфере: раздвижение океан* ского дна, трансформные разломы, полюсы вращения плит. Мезокайнозойская история Тихого океана. Фанерозойская глобальная палеогеографическая реконструкция. Мезокайпозойская история Средиземного моря. Верхнемиоценовые катастрофы. Движение континентов в будущем

Первым свидетельством движения континентов пздав- ца считалось сходство очертаний западного берега Африки и восточного берега Южной Америки. Неслучайность этого сходства отмечал еще английский философ Ф. Бэкон в своем сочинении «Новый Органон» (1620), а Пласе (1658) высказывал предположение, что Старый и Новый Свет раз- делилмсь в результате всемирного потопа (эта точка зрения просуществовала по меньшей мере до XIX столетия). В 1858 г. итальяисккй ученый Антонио Спидер-Пеляегри- ни обосновывал идею об образовании Атлантики в результате раскола единого праматерика и раздвижения его осколков сходством очерташш противополонхных берегов Атлантики, а также ископаемых растений и месторождений угля в Европе п Америке.

Сходство протнвополо/кных берегов Атлантики продолжает поражать пас н теперь. В 1965 г. Э. Буллард, Дж. Эверетт и А. Смит ирл ио篡О1цп вычпслителыюй машины подобрали паилучшпй вариант совмещения естественных границ приатлаптпческих континентов — их материковых склонов (па глубине в 50() морских сажепей; рпс. 46). Показанные на рисунке черным цветом зопы несовпадения материковых склонов очень узки по сравпевию с размерами самих континентов; так, среднее квадратичное отклонение двух контуров между устьем Амазонки и мысом Доброй Надежды составляет всего 88 км. Несколько хуже, но все же приемлемо полученное совпадение границ Северной Атлантики; правда, оно потребовало небольшой деформации коптинентов — поворота Испании относительно Европы, частично закрывающего Бискайский залив, а также неучета Мексики и Центральной Америки. Отм供

Рис. 4G. Совмещение гришщ прпатлантпческнх континентов (по Э. Булларду, Дж. Эверетту н А. Смиту (1963))

тим, что теперь мы видпм на картах еще третью липигд, удивительно похожую на контуры противоположных 6ер6± гов Атлантики,— это ось Средипно-Атлаптического хребта.

В 1908 г. американский ученый Ф. Тэйлор выдвииул ряд аргументов в пользу движения континентов (по направлению к экватору, но с уклонениями и на запад, и на восток), объясняя им образование и складчатых гор, и островных дуг. В серии статей 1911—1928 гг. американского

геолога Бейкера движение континентов обосновывалось соответствием горпых систем (каледонид) па противоположных берегах Атлантики и предлагалась реконструкция единого праматсрика, обеспечивающая непрерывность этих горных систем.

Лапоольтпую популярность идея о движепии коттинен- тов приобрела в результате работ выдающегося немецкого геофизика А. Вегенера, который справедливо считается 1лавным автором этой идеи. Впервые он сформулировал ее в стать。«Происхождение коитппентов» (1912), а затем в книге» «Возник!говепне материков н океанов» (4915), многократно переиздававшейся и переведенной па многие языки (русский перевод вышел в 1925 г.). Исходя из уже упомнна вшегося сходства контуров берегов, геологического строения п верхиетталеозойской флоры и фауны прпат- лацтпческих континентов, особеиио Африки и Южной Америки, а также пз распространения на всех гопдвапских материках следов пермокарбонового оледенения, А. Вегенер пред;ю/кил реконструкцию Пангеи и процесса ее распада (эта классическая реконструкция приводится на рис. 47); паши современные представления о последевон- ском движении континентов во многом с пей совпадают. Одна из первых целей, которые преследовал Вегенер при составлении этой реконструкции,— объяснение климата Земли во время 11ермокарбоиового оледенения Гондваны (к этому вопросу мы еще вернемся в следующей главе); это объяснение получило горячую поддерласу orhofo из крупнейших климатологов того времени В. Кеппепа и нашло отражение в их совместной книге «Климаты геологического прошлого» (1921). Многочисленные геологические свидетельства в пользу гипотезы Вегенера, собранные в результате специагплых исследований в Африке и Бразилии, были пзло/Ксны в книге одного пз наиболее активных последователей А. Вегенера, крупного южиоафрпкапского геолога А. Дю-Тойта «Наши блуждаюпще континенты» (1937).

Заметим, однако, что предложенные Вегенером в качестве причины двп/копий континентов полюсобежные силы Этвеша, 1хоторые мы упоминали в предыдущей главе, оказались для этого слишком слабыми (тогда как их момент, но-видимому, вполне достаточен, чтобы вызывать движение полюсов). Другая же причина, представляющаяся ныне наиболее правдоподобной (конвекционные течения в верхней мантт* Земли), хотя и высказывалась в той нам

Ркс. 47. Реконструкция Паиген и процесса ее распада (по А. Вегенеру) Заштрихованы области континентов, покрытые мелкими морями

иной форме еще в начале XX столетия О, Ампферером, Р. Швиннером, Э. Краусом, А. Дю-Тойтом и в форме, весьма похожей па современную, А. Холмсом (1927—1929), долгое врема считалась спекулятивной и всерьез не принималась. Кроме того, мелкие ошибки в некоторых деталях, обнаруженное придирчивыми критиками в высказываниях Вегепера и его последователей, заслонили от большинства геологов достоинства его идей и копцепция движения i?on- тинентов ряд лет считалась несостоятельной, пока не возродилась в 60-х годах текущего столетия под давлением новых независимых данных палеомагнетизма (изложенных в предыдущей главе) и сведепий о строепии океанского дпа.

Одного только взгляда па карту очагов землетрясений (см. рис. 7) достаточно, чтобы заметить, что опи образуют узкие и длинные зоны, разделяющие сейсмически активный верхний слой Земли на стабильные участки — литосферные плиты, внутри которых землетрясений не происходит (пли происходит сравнительно мало). Эти зоны, разграпичивающие плиты, образованы средипно-океапски- ми хребтами (там опи особенно узки) и глубоководными океанскими желобами (зопы Заварицкого—Беиьофа, заметно более широкие). К этим зонам приурочено и подавляющее большинство действующих вулканов (см. рис. 8). Таким образом, верхний слой Земли естественно распадается на плиты (см. рнс. 9), причем насчитывается шесть — семь крупных плит, а в некоторых из них выделяется еще несколько мелких.

В главе 5 говорилось о том, что океанские литосферные плиты образуются на осях срединно-океапских хребтов (рассматриваемых как зоны восходящих ветвей копвек- циоппых течений в маптии Земли), раздвигаются в обе стороны от этих осей под действием расходящихся горизонтальных ветвей подлитосферных конвекционных течений (такое раздвижение подтверждается данными о возрасте базальтового фундамента океаискои коры, полученными как иалеомагпитпылг методом, так н прямыми исследовэ- Ш18、ш образцов из кернов, полученных при глубоководном бурении океанского дна) п заглубляются под континентальные литосферные плиты в зонах Заварицкого—Бспьо- фа, в результате чего в этих зонах происходит наращивание повой коптшгеиталыюй коры. Складывающаяся из этих представлений теория, названная новой глобальной тектоникой^ или тектоникой плит^ была сформулирована в ста*гь-

ях В. Моргана, затем К. Лепишоиа л, наконец, Б. Айзекса, Дж. Оливера и Л. Сайкса, опубликованных в 1968 г. Соответствующие этим представлениям схематические разрезы различных типов границ между литосферными плитами показаны на рис. 48 (по Дж. Дьюи и Дж. Берду, 1970); в ряде мест эти схемы подтверждены геофпзпческими (прежде всего сейсмическими) данными.

На рис. 48, а дан разрез через Южную Америку (от Перуано-Чилипского желоба), Атлантику п Африку (до Средптшо-И ндоокеапского хробта), показывающий, в частности, что Южная Америка и Африка намертво «виаяпы» в соответствующие литосферные плиты (иначе говоря, атлантический край Южной Америки и края Африки —так называемые пассивные коптипентальпые окраины) .На рис. 48, б приведен разрез через Японское море н Тихий океан до Лпд; подводная возвышенность Ямато в Японском море здесь трактуется как микроконтинент, показаны Японский, Перуа но- Чилийский желоба и рифтовая зона Восточно-Тихоокеанского поднятия. На рис. 48, в дан другой разрез через Тихий океан — от Восточно-Китайского моря иерез Манильский и Марианский желоба до Калифорнии с ее глубинным разломом Сан-Андреас п затем Кордильерами. На рис. 48, г приведен более южный разрез через Филиппинскую плиту, где под нее заглубляется кора и Южно-Китайского моря, и Тихого океапа. Рис, 48, д свидетельствует, что Австралия приближается к Новым Гебридам. На рис. 48, е дан меридиональный разрез через Черное море (окаймлениое пассивными окраинами), Турцию и Средиземное море (с предположи- тельиой зоной Заварицкого—Беньофа, уходян^ей под Турцию). Наконец, на рис. 48, ж приведен меридиональный разрез через Гималайскую зону столкповспия Ипдостала с Азиатским континентом, продолжающийся на юг, в Индийский океан.

Движение любой жесткой плиты на поверхности сферы в каждый фиксированпый момент времени может быть представлено как ее вращение с определенной угловой скоростью относительно некоторого мгновенного полюса (т. е. относительно оси, проходящей через этот полюс и пептр сферы). Проходящие через этот полюс меридианы и соответствующие ему параллели будем называть мгновенными. Если принять, что раздвижение океанского дна происходит по направлениям, перпендикулярным оси срединно-океанского хребта, то эта ось либо должна быть мгно-

.3,0-&0

Японская ®2a банка Ямато \_.

Анды

5,Q尸 6.0

Тихоокеанская

丄 I I I I LI I 1 t r L r l

Филиппинская Марианская Л

切2a\切2а/尸迫

Филилпинека

плита, 111

Трансформный разлом

Сан-Андреас \

私*^跟】2U方儿从2

Кордильеры

wiillin 山

6

г в с Новая Каледония

Поднятие Дампьер＜工—

BBSBBSlllllllllllllllllllllla配тра傾\晚額骗竺军加к. ду2а

BBS

BBS

lllllllllll

lllllllllll

Средиземное море

Черное море

формный разлом

Тибетское

плато

IГималаи Индия о Развиванлиийся жшб

破豊

Мелкофокуоная сейсмичность

]Г?/й^m日%加力力面d检

Мелкофокусная e^M^fiocmb ас

Рис. 48. Схематические разрезы различных типов границ мея»ду литосферными 口нитами (по Дщ. Дьюи и Дне. Берду (1970))

венным меридианом, либо, если опа искривлена, должна состоять из отрезков мгповепиых меридианов, последовательные копцы которых соединены отрезками мгновенных параллелей. Фактически оси срединпо-океанскйх хребтов, конечно, искривлены и, согласно второй из указанных воз- мо;кпостей, имеют вид ступенчатых кривых — они состоят из отрезков мгновенных меридианов, сдвинутых друг относительно друга ио мгновенным долготам. Соединяюпще их последовательные концы отрезки мгновенных параллелей суть разломы (называемые трансформными), на противоположных берегах которых движения, соответствующие раздвижеиию океанского дна, имеют противоположные направления (на продолячепиях же этих разломов за пределы осей срединных хребтов разрывов в скорости движений уа;е не имеется). Л. Сайкс (1967) па многочисленных примерах установил, что трансформные разломы между концами отрезков рифтовых зон срединных хребтов весьма сейсмичны, причем механизм происходящих на них землетрясений депствительпо соответствует разрыву в направлении движений на их противоположных берегах.

В качестве примера па рис. 49 показана система трансформных разломов па искривлении срединно-океанского хребта в экваториальной Атлантике по работе Б. Хизена и М. Тариа (1965); все эти разломы совпадают по направлению с мгновенными параллелями, соответствующими мгновенному полюсу раздвижения экваториальной Атлантики, находящемуся в точке с координатами 62° с. ш., 36° з. д.

Другими примерами являются разлом Де-Гира, нрохо- дяпц111 между Норвегией, Шпицбергеном и Гренландией и соединяющий сдвинутые друг относительно друга концы С редп ипо-Л тлантического и Срединно-Арктического хребтов, а также соседний, находящийся ныпе в состоянии покоя, разлом Вегенера между Гренландией и о. Элсмир, соединяющий концы разлома Де-Fmpa и палеорифтовой зоны Баффинова моря.

Аналогичный характер имеют разломы, ограничиваю- щне рифт Красного моря; один из них соединяет восточный конец красноморского рифта в Индийском океане со сдвинутым относительно него северным концом Средипно-Ип- дпйского хребта Карлсберг (северное продолжение этого разлома доходит до азиатского берега около Карачи, а южное идет вдоль сомалийского берега Африки), другой соединяет северпый конец красноморского рифта через

Рис. 49. Система трансформных разломов на искривлении среднино-океанского хребта в экваториальной Атлантике и их соотиетствпе мгновенным параллелям с полюсом в точке 62° с. ш. ы 36° з. д. (по В. Хизсн》и М. Тарну (1965))

Монмн

долину р. Иордан с горной дугой в юго-восточной Турции.

т1етвертым примером служит хорошо видный на суше м подробно изученный но землетрясениям разлом СанАндреас. Оп соединяет концы Восточ по-Тихоокеапского хребта и подводного хребта Хуан-де-Фука и отрезает от территории США Калифорнию и лежащее к северу от нее Тихоокеанское побережье. Лтгалогичпый подводный разлом —у берегов Канады, ои идет от северного конца хребта Хуап-де-Фука к Аляске.

В качестве пятого примера укажем систему грандиозных квазиширотных древпих разломов в северной н экваториальной частях восточnoil половины Тихого океана; начиная с севера, это разломы Чинук, Мендосино, Пайо- пир, Меррей, Молокаи, Кларион, Клшшертоп, Галапагос, Маркизский. Все они более или менее удовлетворительно согласуются с мгновенными параллелями с полюсом в точке 79° с. ш., 111° в. д. (Менард, 1967), по-вндимому, служившей ранее полюсом раздвижения дна Тихого океана.

Используя направления трансформных разломов в зонах срединно-океанских хребтов, К. Ленишон подобрал по методу наименьших квадратов мгновенные полюсы вращения шести главных литосферных плит (Евроазиатской, Американской, Африканской, Тихоокеанской, Индийской ■ Антарктической) в северной и южной половинах Лтлап- тики и Тихого океана, в Индийском океане и в Арктике. 11олу«1епные результаты, дающие количественную характеристику согласованного в глобальном плане движения шести главных литосферных плит земного шара, приведены в табл. 6.

Определение этих же полюсов вращения другим независимым методом — ио липемпым скоростям раздвижения океанского дна (измеренным по полосчатым магнитным апомалиям) — дано приблизительно такие ?ке результаты £1 позволило дополпитсльпо определить мгновенные угловые скорости раз八вп;кет”!，указанные в ггоследпе(1 графе табл. 6. Из данных, приведенных в таблице, видно, что полюсы раздвижения северных и южных частей Лтлаптики и Тихого океана находятся сравнительно недалеко друг от друга: для северных частот этих океанов оси мгновенного вращепия раздвнгаюнщхся плит выходят па поверхность Земли чуть южнее Гренландии и между Австралией и Лхгтарктидой, для южных частей океанов — чуть западнее Гренландии н в австралийском секторе Лптарктпды. Для Индийского океана полюсы раздвн/Ксния находятся

Таблица 6

Полюсы и угловые скорости раздвиженвя океанского ляа (по К. Леплапону, 19箝］

Оксан

Северный полюс

Южный ПОЛЮС ■

芝醉

||l§

Северная часть Тихого океана (Северная Амсрн- ка —З'пхпп океан)

53°с.ш..47°з.д.

53° ю.их., 133° в.д. 1

6,0

Южная часть Тихого океана (Антарктида—Тихий океан)

70°с.ш., 62°з.д,

70° io.m・, 118° в.д.

10,8

Cencj)nan часть Атлантики (Северная Америка — Евразия)

58°с.п1.?37°з.д.

58。ю.ш., 443c в.д.

3,7

Южная часть Атлантики (ЮжнаяАмерика —

Африка)

70°с.ш.,65° з.д.

70е ю.ш. 115° в.д.

3,7

Ипдпнскпй океан (Африка —Индия)

26°с.ш.,21е в.д.

26°го.ш., 159° з.д.

30

Арктический океан (Северная Америка — Евра- змн)

78°с.П1.,102°в.д.

78° ю. ni.,78°з.д.

2,8

в Лпвпп и около о-вов Тонга, для Арктики ~ около Таймыра п в Антарктиде. Угловой скорости раздвижения 10-7 град/год соответствует линейная скорость абсолготно- го движения каждой из раздвигающихся плит па экваторе раздвижения в 0,5 см/год. Эти скорости максимальны в южной части Тихого океана и минимальны в Арктике и Северной Атлаптпке, Приведенные в табл. 6 сведения 。современных движениях литосферных шшт являются, коиеч- но, весьма упрощенной схемой уже потому, что в ней учтены лишь шесть главных плпт, тогда как па самом деле в некоторых из них выделяются более мелкие тглпты. В табл. 6 не отрагкено, например, относптельпое двпн^еппе Совеj)hоп и Юяпю!! Америки по разломам, имеющимся в районе Карибского моря; недостаточно удачно оинензпаег опа и дшккепия в восточной ноловипе Ипдийского Ohuana. В целом ;ке согласование относительных двнжепий шести главных плит по ;)Toii схеме можно прнзиатъ удовлетвори- тельпым; эти относительные днпжепия включают ^астя-

жения в Срединно-Атлантическом, Тихоокеанском и Индийском хребтах и сжатия в зонах западно-тихоокеанских дуг, чилийского берега и Тетиса (от Азорских островов до Явы).

Используя современпые полюсы и скорости вращения главных литосферных плит, мокто обратить это движение назад и таким способом восстанавливать предыдущие расположения плит и «впаянных» в них континентов настолько далеко в прошлое, пока в какой-то момент прошлого времени не возникнет расхождения с расположением полос магнитных аномалий соответствующих возрастов на океанском дне. Для этого момента по построенной указанным путем палеогеографической карте, содержащей расположение контипептов, океанов, срединно-океанских хребтов, полос магнитных аномалий более древних возрастов на океанском дне и зон Заварицкого—Бепьофа (находимых с использованием геологических данных об изверженных и плутонических породах соответствующих возрастов), можно пытаться находить полюсы и скорости вращения плит предшествовавшего периода и с их помощью продвигаться еще дальше в прошлое. Чрезвычайно полезной донолнительпой информацией, позволяющей проверять непротиворечивость произведенных построений, при этом будут служить палеошироты стабильных континентальных блоков； их относительное значение будет возрастать по мере удаления в прошлое и уменьшения《запаса» известных ныне полос магнитных аномалий соответствующих возрастов на океанском дие. Для возрастов свыше 160 млн. лет полос магнитных аномалий уже не останется, и основной информацией станут палеошироты коптииентальных блоков (вместе с геологическими данными о распределении пород соответствующих возрастов, в особеиности о древних зонах Заварицкого—Бепьофа, оставивших до наших дней офиолитовые зоны на континентах).

Самая недавняя из перестроек движения литосферных плит обнаруживается по линейной магнитной аномалии 5 возрастом в 10 млн. лет (поздний мноцеп): в северной и экваториальной частях восточной полови нм Тихого океана линии этой аномалии (п более древних аномалий) перпендикулярны древним разломам (от Чинука до Маркизского) ,образующим угол около 30° с совремеппьши транс- фордшыми разломами, так что ранее эта часть Тихого океана вращалась около мгновенного полюса 79° с. пт., 111° в. д., а начиная со времени 10 млн. лет тому назад

Рис. 50. Плиты и срединные хребты Тихого океана 110 млн. лет тому назад (по Р. Ларсону и С. Чэйзу (1972))

Крестикн — зоны погружения

стала вращаться относительно современного мгновенного полюса 53° с. ш., 47° з. д. (что создало растяжение океанского дпа на небольшом рифте широтного простирания в районе Галапагосских островов).

Более раипяя и довольно существенная перестройка обнару;кивается по аномалии 18 возрастом 45 млн. лет (поздний эоцен); она была вызвана, по-видимому, столкновением Индийского субконтинента с Азией н в свою очередь вызвала раздвм/кспне океанского дна на северо-западной I) юго-восточной ветвях Средшшо-Индийского хребта и быстрое отделение Лнстралип от Антарктиды. Более ранняя перестройка движения литосферных плит обнаруживается по аномалии 31 возрастом около 70 млн. лет, т. е. около границы верхнего мела с нижним палеоценом (с этого времени прослеживается современное вращение южной половппы Тихого оксана).

Еще более раппяя перестройка, но имеющимся расчетам, приходится на пижнпй мел (около 110 млн. лет назад). когда началось быстрое раздвижение Центральной к Южной Атиаптмкн. Особый интерес представляет попытка реконструкшш срединных хребтов и двпжепня плит того времени и Тихом океане, предпринятая Р. Ларсоном и С. Чэйзом (1972) и ириведенпая на рис. 50. На нем ука-

запы четыре плиты — Тихоокеанская, которая с тех пор продвинулась па север относительно Евразии и Северпой Америки по меньшей мере на 7000 км; плита Кула, двигавшаяся относительно Тихоокеанской на северо-запад и с тех пор целиком иоглощепиая (вместе с северном окраиной Тихоокеанской плиты, т. е. пе мепсе 7000 км по длине) под Евразией и в Прото-Ллеутском /Колобе; плита Фарал- лон, двигавшаяся относительно Тихоокеанской на северо- восток и почти целиком (кроме плит Хуан-де-Фука и Кокос, онять-таки не менее 700() км но длине) поглощенная под западной окраиной Северпой Америки; плита Феникс, частично (приблизительно па 5000 км но длине) поглощенная под южной частью Южной Америки н Западной Антарктикой.

Рассчитанные скорости поглощения указанных плит, паибольшие в период 110—85 млн. лет тому пазад, неплохо коррелируют с геологическими данными о вулканической и интрузивной активности на коптинептальном об- рамленин Тихого оксана.

Переходя к более раппим периодам времени, приведем глобальную фанерозойскую палеогеографическую реконструкцию Л. И. Зопеншайна и А. М. Городницкого, отличающуюся нс только широким исиользоваиием геологических данных (прежде всего об офиолитовых зонах различных возрастов), по и учетом палеомагнптных полюсов, подкрепляемых иалеоклиматпческими данными. Реконструкции изображались в стереографической проекции с цептрами на иолюсах. Было построеио восемь палеогеографических карт разпмх возрастов.

Самая древняя из них — кембрийская (540 млн. лет назад) — показана на рис. 51, а. На iieii прежде всего изображена единая Гоидваиа, в которой Индия совмещается с Антарктидой, а промежуток меяеду Африкой и Индией заполнен Мадагаскаром. Показаны также Европейский, Сибирский, Китайский и Североамериканский континенты, разделенные осповпымп океанами континентального полуитарпя -~ Палео-Лтлантическим п Палсо-Ази- атскнм с рядом сроднино-океапскпх хребтов и зон Зава- рицкого—Бепьофа.

Следующая карта — ордовика (480 млн. лот тому назад) —показана на рис. 51, б. Опа отличается от предыдущей, во-первых, сближением Сибирского и Китайского коптинентов; во-вторых, временным закрытием юясной части Палео-Атланты веского океана; в-трстьих, формиро-

ваиием океана Палео-Тетиса, отделяющего северные континенты от восточных и Гондваны.

На карте (рнс. 51, в) нижнего девона (390 млн. лет тому иазад) южная часть Палео-Лтлантического океана опять раскрыта, а северная, наоборот, начинает закрываться :Палео-Азиатский океан перекрыт островными ду^ гами; ю;кнан Палео-Лтлантпка через раздробленный Среп- неев])опе11скин микрокоптпнепт соединена с Палео-Тетисом, На карте пижиего карбона (340 мяи. лет тому иазад; рпс. 31,2)Североамериканский и Европейский континенты п азиатские континенты и мцкрокоптинепты начинают сгружнпаться (вероятно, в результате активизации раздвижения дна в Тихом океане), образуя Прото-Лавразию; одновременно раскрываются верхнепалеозойский Налео- Тетис и П алео-Лтл антика между Северной Америкой и Африкой. Затем ома опять сужается на карте верхнего карбона и нижней перми (290—270 млп. лет тому назад; рис. 51,0), так что Лавразия и Гондвана уже почтп полностью объединяются в единую Пангею (в которую не входил лишь Китайский континент, располагавшийся между двумя ветвями Палео-Тетиса).

Л. П. Зопеншайп и А. М. Городницкий дают еще три мезозойские карты, описывающие, можно сказать, уже в традиционной форме распад Папгеи. Па карте верхнего триаса (200 млп. лет тому назад; рис. 51, е) Северная Америка отделена от Африки и Юяшой Америки Карпбеко-(^аргас- совым морем; мезозойский Тетис отделяет Евразию от Гопдвапы. На карте верхней юры (140 млн. лет тому назад; рис. 54,翅) Пангея уже распалась — мезозойсг^пн Тетис полностью разделяет Лавразшо и Гондвану — и начался распад Гондваны — отделение Индии от Антарктиды. Карта верхнего мола (80 млн. лет тому назад; рнс. 51, з) отличается от предыдущей расширением Атлаптпкп (особенно Северной) и Индийского океана и закрытием Западного Тетиса, превращающегося в Средиземное море. Ситуация в начале этого периода в Тихом океане была показана на рнс. 50.

Реконструкция, нриведеппая па рис. 51, довольно подробно аргументирована геологическими данными. Опа показывает, что в палеозое п в нижнем мезозое распредслеине контипептов и океанов по поверхности Земли отличалось от современного до полной неузнаваемости. В дальнейшем рис. 51, вероятно, можно будет принять за основу палеогеографических построений и подвергнуть лишь некоторым

Рис. 51. Фанерозойскне глобальные палеогеографические реконструкции (no Л. П. Зонеишайиу и А. М. Городницкому (1977))Рис. 51. Фанерозойскне глобальные палеогеографические реконструкции (no Л. П. Зонеишайиу и А. М. Городницкому (1977))

Рис. 51. Фанерозойскне глобальные палеогеографические реконструкции (no Л. П. Зонеишайиу и А. М. Городницкому (1977))

Рис. 51. Фанерозойскне глобальные палеогеографические реконструкции (no Л. П. Зонеишайиу и А. М. Городницкому (1977))

4 —4 —рашшй <—> средний кембрий (560—540 млн. лет)；

4 —

4 —

континенты (в пределах современной суши); 2—контур континентов;

8 — зоны наращиоания литосферы: срединно-океанские хребты; 4—6 —во- еы поглощения лшссферы： 4 — глубоководные желоба и островные дуги,

4 8Q мен. сет

Рис. 5i (продолжение)

6——поздний ордовик (480—450 млн, лет);

— активные континентальные окраины, 6 — пояса столкновения континентальных блоков; 7 — лалеомагпитные векторы (цифры 笋 палеомагннт- ные широты)

390 млн."ет

Рис. 51 (продолжение)

• — иишний — средний девон (ЗУ0—370 млщ лет);

Рис. 51 (продолжение)

е — рашшй — средний карбон (340—320 млн. лет);

a

200 млн* лет

Рис. 51 (продолжение)

с — трнас (220—200 млн. лет);

Рио. 51 (про дол ясе» и с)

ж — средняя — иоздняя юра (150—i iU мал. лет];

Рис. 51 (окончание)

а — поздний мел (100—80 млн. лет^

уточнениям. Дальнейшая детализация будет касаться региональных реконструкций и конкретных периодов времени. Примером может служить детализация мезокайпо- зойского раскрытия Северной Атлантики, разработанная У. Питменом п М. Тальвани (1972) по данным о полосах магнитных аномалий различных возрастов (показанным выше на рис. 40). Рассматривая эти полосы как изохроны, упомянутые авторы осуществляли палеогеографические реконструкции, совмещая (вращением плит около соответствующим образом подобранных полюсов) полосы одинакового возраста, расположенные симметрично на разных сторонах от Средшшо-Лтлаитического хребта. Совмещение полос, расположенных севернее Л зоро- Гибралтарско го хребта, определяло отодвпженпе Европы от Северной Америки, южнее этого хребта — отодвижешю Африки от Северной Америки. Тем самым были определены и движения Африки относительно Европы. В целом для мезокайнозоя они свелись к повороту Африки относительно Европы против часовой стрелки, закрывшему океан Тетис и приведшему к образованию Альпийской зоны сжатия с замкнутым Средиземным морем.

Более детальное описание мезокайнозойского движения Африки относительно Европы оказалось следующим. Ото- дви/кепие Африки от Северной Америки началось в Тоар- ском веке нижней юры, около 180 млн. лет тому назад, и до Киммериджского века верхней юры, около 148 млп. лет тому назад, Африка смещалась относительно Европы па юго-восток. Затем за время до Сантопского века верхнего мела, окогю 80 млн. лет тому назад, она повернулась на угол в 32° против часовой стрелки вокруг полюса, располагавшегося около Копенгагена (за то же время, а точнее, по-видимому, за период 135—110 млн. лет тому назад, Испания повернулась относительно Европы приблизительно па 35° против часовой стрелки путем рифтового раскрытия Бискайского залива до его сегодняшней ширины, как об этом свидетельству ют палеомагнптные измерения в Испании и линейные магнитные аномалии на дне Бискайского залива). В Санто нс ком веке началось отодвиженпе Европы от Северной Лмерики, причем опа отодвигалась быстрее, чем Африка. Вследствие этого за время до Датского века нижнего палеоцена, около 63 млп. лет тому назад, Африка двигалась относительно Европы на запад, продолжая поворачиваться против часовой стрелки (в это время в Северной Атлантике происходило раздвижение

Лабрадорского моря между Северной Америкой и Гренландией) .Затем за время до Ипрского века эоцена, около 53 млн. лет тому назад, сжатие в области Тетиса почти прекратилось и Африка просто сдвигалась на запад. Начиная с Ипрского века отодвижение Европы от Северной Америки замедлилось и сравнялось с отодви?кеппем Африки, вследствие чего в период до Тортонекого века миоцепа, около 9 млп. лет тому назад, между Европой п Африкой происходило лишь сжатие, описываемое, как поворот Африки против часовой стрелки на 7° вокруг полюса, располагавшегося около Танжера (в нпжнем миоцепе от Южной Франции был отодвинут и развернут блок Корсики и Сар- дишш). После этого вращение Африки прекратилось и опа просто сдвигалась на север.

Приняв перечислеппую последовательность движений Африки относительпо Европы за основу, Дж. Дыои, У. Питие п, В. Риап и Ж. Бопнин (1973) реконструировали ме- зокапнозойскую историю океана Тетис, н, следовательно, Средиземноморья. Эта история, во-первых, осложнена наличием в области Тетиса многочисленных микроконтинеп- тов — Иранского, Турецкого, Синайского, Родопского, Апулийского, Нбпнйского, Сахельского, Бетика (будущая Южная Испания), Иберийского, Калабрии, Большой и Малой Кабилин, Рифа, Оранской Мезеты, Марокканской Мезеты, блока Хах, Ланцарота-Фуэртевептуры (будущие Канарские острова), Балеарского, Корсикано-Сардинского, Кар- нийского, Татрского, Тиргу-Муресского и Моэзийсхсого. Во-вторых, несмотря па общее сжатие, кроме гармонировавших с ним зон Заварицкого—Беньофа в области Тетиса, по~видимому, возникали и «противоречившие» сжатию рифтовые зоны, раздвигавшие микрокоптипепты и в конце концов образовавшие современное Средиземное море. Реконструкции положения континентов и микрокоптинен- тон (акватории океанов заштрихованы), рифтовых зон н трансформных разломов (жирные липин) и зон Заварицкого—Беньофа (линии с зубчиками) показаны на девяти картах (рис. 52〃一〃； возраст в миллионах лет указан в левом ппжнем углу карт). Все показанные на них границы различного вида между плитами и мпкроплитами авторы реконструкции обосновывали геологическими данными соответствующих возрастов.

На первой — тоарской — карте (pi】c.52,〃)показано, что возникший около 180 млп. лет тому назад рифтовым разлом между Африкой и Северной Америкой проникал

Рас， 52. Палеотектоническая реконструкция мсзокайнозойской истории океана Тетис и Среднзедшоморья (но Дж. Дьюи, У. Пнтмеиу, В. Риану н К. Боннипу (1973))

а - нижняя юра (Тоар); б — средняя юра (Бат); в — верхняя юра (Ким- мердж).

Микроконтиненты: 1 — Иранский; 2 — Турецкий; 3 ——Родонский; 4 — Ану- лийский； 5 — Моэзийский; 6 — Карнийский; 7 — Иберийский; 8 — Марок- кансний; 9 — Оранскм敢

Pirc. 52 (нродолжеипе)

e — пинаний мел (Готсрнв); О — ни наша мел (Аит); е — верх】 (Ckutohj;

Рис. 52 (окончяние)

wc — палеоцен (Даний)； а — эоцен (Ипр); и — миоцер (Бурдигал), в левом нмишсм углу — возраст (в млн, лет)

в район к югу от Иберийского полуострова и, разветвляясь, обходил с севера и юга Апулийский мпкрокоптппент. На югр он отрезал от Африки Родопо-Турецкий массив и Иран (северной границей которого была направленная па юг зона За варицкого—Беньофа), па севере же он отрезал от Европы Кариийский и Моэзийскшк микрокоитипенты (его восточным продолжением по северному берегу Тетиса была направленная па север зона Заварицкого—-Беньофа — будущий Большой Кавказ). На третьей — киммериджской — карте (рис. 52,8)появились новые зопы Заварицкого— Беньофа по северному берегу Турецкого и южному берегу Иранского микроконти пента, на пятой — аптской — карте (рис. 52,0) — по западному берегу Родопского микрокоп- танснта; Тетис к этому времени уже уступал по ширине вновь образованному вокруг Апулии Средиземному морю. Иа шестой — саитонской — карте (рис. 52, е) добавилась новая зона Заварицкого—Беньофа но западному берегу Карнипского микроконтипента; на пей впоследствии выросли Альпы. Единственными современными остатками мезозойского Тетиса являются, по-видимому, южные части Черного и Каспийского морей. Кора Черного моря сейчас состоит из 8~километрового осадочного слоя, б-километро' вого слоя со скоростями распространения продольных сейсмических волн 4—5 км/с (базальт?) и 8-километрового слоя со скоростями волн 6—7 км/с (серпентинит?); в коре южной части Каспийского моря эти слои имеют толщину 4, 6 и 18 км. Эти структуры похожи на трехслойную океанскую кору с толстыми первым и вторым слоями.

Не менее драматические события происходили в Средиземноморье, по-видимому, и в более близкое к нам время, еще не освещенное приводившимися выше иалеотектони- ческими картами. В 60-х годах текущего столетия методом сейсмического п рофилирова ни я в породах дпа Средиземного моря под слоем рыхлых осадков толщиной несколько сот метров почти всюду был обнаружен мощный (около 2 км) с.：гой, хорошо отражающий звуковые волны, т. е. сло- /Keniibiii особенно твердыми городами; его назвали «рефлектор М». В 1970 г. в 13-м репсе бурильного судна «Гло- мар Челленджера в Средиземном море в ряде точек удалось пробурить скважппы, достигшие «рефлектора М»・ В итоге было сделано сенсациоппое открытие: оказалось, что этот слой сложен эвапоритами — осадочными породами, образующимися вследствие испарения воды на солоноводиых мелководьях, в наиболее глубоководных участках Среди-

земного моря — каменными солями, а в окаймляющих их менее глубоких участках — все менее и менее растворимыми гипсом, ангидритом и доломитом. Г оологический возраст нижней и верхней границ «рефлектора М» был оценен в 6 и 5,5 млп. лет. Наличие слоя эвапоритов объяснило нроисхождепие структур типа соляиых куполов, обиару- женпых ранее с помощью сейсмопрофилирования в толщах дпа глубоких участков, например Балеарского бассейна Средиземного моря (соляные купола особенно интересуют геологов, так как с ними нередко связаиы месторождения нефти).

Наиболее естественной гипотезой о происхождении слоя эвапоритов представляется полное высыхание Средиземного моря вследствие закрытия Гибралтарского пролива (при современной скорости исиарения за вычетом осадков и речного стока — около 3000 км3/год — иа это потребовалось бы всего около 1000 лет). При этом Средиземное море превращалось в огромную котловину 2—Зчшломстровой глубины с мелкими пересыхающими солеными озерами на дие. В этих условиях образовывались найденные в колонках бурения конкреции ангидрита, выпадающие из растворов лишь при температурах выше 35° С, мелководные доломитовые строматолиты, гравий из зерен океанского базальта, затвердевших илов и гипса с необычными карликовыми раковинами моллюсков, заполненные солью трещины в засыхавшей грязи. Иад и под эвапоритами, а также в прослойках между ними были обнаружены обычные глубоководные океанские осадки. В 2-километровом верх- иемиоценовом солегипсовом слое солъфифере в Сицилии, рассматриваемом в качестве участка средиземноморского эвапоритового слоя, испытавшего подъем вследствие после- миоценовых тектонических процессов, таких прослоек насчитывается 11. Столько раз, возможно, открывался и закрывался Гибралтарский пролив, каждый раз быстро, скажем, всего за 2000 лет заполняя Средиземное море (чтобы успеть полностью компенсировать испарение, расход через этот пролив должен был ио мепьшей хере в 15 раз превышать расход крупнейшего водопада Виктория па р・ Замбези в Африке, равный 200 км3/год) • Однократное испарение объема Средиземного моря дало бы слой каменной соли всего в 20 м или, если отнести ату соль только к глубоководной трети площади моря, 60 м. Если принять, что заиолпепие Средиземного моря длится 2000 лет, то оно приведет к пакодлению около 180 м ка-

мен ной соли; 11 повторений такого события обеспечат па- копление наблюдаемой 2-километровой толщи эвапоритового слоя.

В периоды высыхания Средиземного моря на крутых склонах его глубокой котловнпы стекавшие с коптпнентов реки должны были прорезать глубокие капьопы. Один из таких каньонов глубиной несколько сот метров был уже давпо обнаружен под современной дельтой р. Ропы и прослежен на 240 км за дельту по материковому склопу; он заполнен осадками возрастом до шскнего плиоцена. Другой аналогичный каньон длппоп свыше 1200 км нашел под руслом Нила советский геолог И. С. Чумаков (4967). Оп предположил, что образование этих каньонов произошло в результате верхпемиоцеиового поинжеппя уровня Средиземного моря па 1—1,5 км (поптская регрессия). Такое тке мнение относительно каньонов в Ливии высказали и геологи компании «Оазис Ойл». Однако подобное объяснение казагюсь слишком фантастпческпм. А спустя несколько лет каньоны верхпемиоцеиового возраста стали находить по всему окружению Средиземного моря.

В колонках «Гломара Челленджера» под эвапоритами и в осадочных слоях возрастом、о 7—8 млн. лет под сицилианской сольфиферой пайдены прослойки с раковивками пресноводных диатомовых кодорослей и донных животных остракод. Это заставляет заподозрить связи Средиземного моря тех времен с распол ага в шимся севернее замкнутым (т. е. лпшеппым связи с океанами) п потому pacnpecueu- пым остатком Тетиса — Сарматским морем (французы называют его «Лак Мер»), простиравшимся от Вепы до Урала и Аральского моря. Частичное пли полное закрывание Гибралтарского пролива с начала Мессинского века миоцена приводило к заметному распреспеипю Средиземного моря. Когда же после главной фазы образования Карпат в конце Мессппия связи с Сарматским морем прервались, r периоды закрывания Гибралтарского пролива Средиземное море более не заполнялось пресной водой, а просто высыхало. Колонки «Гл ом ара Челленджера» и слой пад сицилианской сольфиферой показывают, что окончательное открытие Гибралтарского пролива, пришь маемое в этом райопе за границу между миоценом п плиоценом, происходило постепепио, без катастроф. Над доломитом имеется 15-сантиметровын слой серой морской гли- нь] и переслоенных осадков, снссеппых с суши, выше 10-метровый слой раинеплпоценовых морских плов с ос-

татками микроскопических глубоководных холодолюбивых животных. Появление глубоководных животных означает, что открывшийся Гибралтарский пролив какое-то время был очень глубоким и холодные глубинные воды Атлантики проникали в Средиземное море. Затем пролив обмельчал и ирпдониые виды Средиземного моря прогрелись до совремевпой температуры 13° С.

Испарение Средиземного моря и переход его вод через атмосферные осадки в Мировой океан повышали уровепь последнего па 12 м. Изъятие из Мирового океана соли, захороненной в эвапоритовом слое Средиземноморья, понизило соленость Мирового океана приблизительно на 1О%о. Осушеиие Средиземного моря вызвало подъем его дна по меньшей мере па несколько сот метров. Осушение Средиземного моря приводило, но-впдимому, также и к более сухому п теплому климату в Европе (в верхнем миоцене венские леса заменялись степями). Наоборот, после окончательного заполнения Средиземного моря (начало плиоцена) климат в Европе опять стал влаячпым и прохладным и начал постепенно ухудшаться, вплоть до развития ледниковых периодов плейстоцена.

Представление с полном п многократном высыхании обширного морского бассейна, на первый взгляд, кажется фантастическим. Однако авторы этом идеи швейцарский геолог К. Хсю и итальянская специалистка по форамини- ферам М. Чита отвергли другие возможные гипотезы о йроисхожденпи средиземноморского эвапоритового слоя и закончили свою статью в отчете по 13-му рейсу «Глома- ра Челленджера» следующим высказывапнем Шерлока Холмса: «Если Вы исключили невозможное, то оставшееся, каким бы невероятптэш оно нп было, должно быть истиной:».

С помощью некоторых методов, использовавшихся при реконструкциях положения континентов в прошлом,— по данным табл. 6 о полюсах п скоростях современпого вращения главных литосферных плит, по сведениям о современных рифтовых зонах и соответствующих скоростях раздвижения океанского дна, по материалам о зонах Заварицкого—Беньофа п соответствующих скоростях поглощения океанского дна — можно пытаться прогиозп ровать движение плит и положение континентов па цекоторы/i период будущего времени. На рис. 53 показан такой прогноз па 50 млн. лет вперед, составленный Р. Дитцем и Дж. Холде* вом. По этому прогнозу, Атлантический и Индийский океа-

Рис. 53. Прогноз положения контпиеитов на 50 или. лет вперед

(по Р. Дитцу и Длс. Холдену)

Штриховкой показано современное положение континентов; редкими точками —новая океанская кора; частыми точками — шегшфовые области

иы разрастутся за счет Тихого; Африка сместится па север, почти полпостыо закроет Средиземпое море, ликвидирует Гибралтарский пролив и повернет Испанию, закрывая при этом Бискайский залив; Восточная Африка отсе- чется Кенийским рифтом и сместится на северо-восток; Красное море расширится, отделит Синайский полуостров от Африки естественным проливом и отодвинет Аравию на северо-восток, закрывая Персидский залив; Индия сместится па восток и будет продолжать надвигаться на Азию; Австралия сместится на экватор и придет в сопрпкоспове- ние с Евроазиатской плитой; Центрально-Американский перешеек разорвется, а в Карпбском море вследствие его сжатия образуется новая суша; Калифорния и весь тихоокеанский участок США к западу от разлома Сан-Лпдреас отделятся от Северной Америки н начнут смещаться па северо-запад.

Этот прогноз, вероятно, потребует уточнений. В нем, например, еще не учитываются такие возможные новообразования, как намечающиеся зоны растяжения континентальной коры — Байкальский рифт и грабепы Рейиа и Осло, а также новые зоны поглощения океанской коры, одна из которых, по некоторым предположениям, начинает развиваться в Индийском океане.

Глава 10

ИСТОРИЯ КЛИМАТА

Определение климата. Климатообразующпе факторы. Неизменность солнечной постоянной. Изменения кли- вюта ве.1едствие геохимической эвол1О1пш атмосферы и гидросферы, приливном эволюции системы Земля— Луна, дви/Кения континентов и полюсов. Методы палсоклпматпческих реконструкций. Ледниковые периоды нижнего протерозоя, верхнего рифея, венда, кар- бона—перлш. Мезокампозойские налсотемпературы. Неогеновое оледенение Антарктиды. Ледниковые периоды пле>1стоцена. Астрономическая теория Милаико- вмча. Послеледниковые колебания климата

Климат — это множество состояний, которые проходит система океан—суша—атмосфера за периоды времени в несколько десятилетии. При этом важно зпатъ, как часто встречается в этом множестве каждое из возможных состояний,——тогда можно находить среднее значение по всему множеству для любой количественной характеристики этих состояиий.

Мгновенное состояние системы океан—суша—атмосфера называют погодой. Опа характеризуется некоторым набором глобальных полей, т. е. распределений по земному шару ряда характеристик морской воды, атмосферного воздуха, поверхности Земли л верхпего слоя почвы. Для воды н воздуха нужно брать темнературу, давление, концентрации термодинамически активных примесей (для морской воды — соль, для воздуха — парообразная влага, жидкая вода и лед в облаках и тумапах, углекислый газ, пыль различной природы) и векторные скорости движения. На поверхности Земли нужно знать потоки тепла и ТАИ (прежде всего — испарение и осадки), наличие снежного и ледового покрова (и их толщину), для суши, кроме того,— характер растительности, вла/кпость почвы, сток влаги.

Периоды времени в несколько десятилетий, указанные к определении климата, выбраны так, чтобы определяемые но этим периодам средние значения (характеристики климата) были наиболее устойчивыми, т. е. меньше всего ыепялпсь бы при переходе от одпого такого периода к другому. Действительно】 фактические данные (например,

о температуре воздуха) показывают, что при меньших периодах осреднения (скажем, за год или за несколько лет) средние значения оказываются более изменчивыми (зто — так называемая междугодичная^ а также и более коротко- периодная изменчивость погоды). Более интенсивно!! оказывается п значительно более длиниопериодная изменчивость климата^ скажем, с периодами в тысячи ист. Для доказательства этих утверждений па рис. 54 приведен спектр колебаний температуры воздуха в области периодов от года до 10 тыс. лет, построевньнк Дж. Куцбахом и Р. Брисоиом (1974) по ряду прямых и косвенных данных для Североатлантического сектора земного шара. Этот график дает средний квадрат амплитуды колебаний температуры как функцию от периода колебаний. Заштрихованная область на графике содержит оценки, заслужпваюлцге доверия. График показывает, что изменчивость температуры имеет широкий минимум в области периодов от 20 до 1000 лет. Мы вправе выбирать периоды климатического осреднения в правой части этого интервала; для использования более длинных периодов осреднения у нас просто не хватило бы фактических да иных инструментальных измерений.

Климат формируется под действием ряда факторов, которые можно разбить на три группы.

Внешние, или астрономические, факторы — светимость Солнца, положение и движение плапеты в Солнечной системе, наклон ее оси вращения к плоскости орбиты п скорость вращения, определяющие воздействия на планету со стороны других тел Солнечной системы,— ее инсоляцию (облучение солпе'нюй радиацией) и гравптациопиые воздействия внешних тел, создающие приливы п колебания характеристик орбитальиого дви/кения и собственного вращения плапеты (а потому п колебания в распред(?лепип инсоляции по внешней границе атмосферы).

Геофизические и географические факторы — ряд особенностей плапеты, из которых для климата Земли наиболее важными являются свойства пижпеп границы атмосферы —подстилающей поверхности — п прежде всего те свойства, которые определяют ее динамическое н тепловое взаимодействие с атмосферой и обмен с нею термодинамически активными примесями. Из этих свойств, по-вндимо- му, на первом месте должно быть названо географпческос

распределение коитипевтов и океанов.

力7

0,9

0,7

0,5

乌3

99-процентный доверительныйинтервал

議警竈

b . • • ♦ ♦・ Am•••*•••'

Центральная-：..

?"生纱里::：； гБотаничеекиё} > данные/г.

:■盜潑町 "а血碗-亠•." дсвбрите/.

Рнс* U. Спектр колебаний температуры воздуха в Североатлантическом секторе земного шара (по Дя;. Кунбаху н Р. Врпсону (1974))

/ — частоты：

/-1 — периоды: s(/) — спектральная плотность

Центральная Англия, инструментальные данные

Гренландия,данные по ^/&0\г

;Исландия, исторические сбидетельстба

•: Центральная Англия,

••；.. исторические^ свидетельства

асныи 二 w-3

100О0 5000 2000 1000 500200

仞-2川г

10Q 5020 仞 5

W ° К&ш(力Н 6 год

1f1類断

Атмосферные факторы — масса и состав атмосферы (включая и основные ее составные части, и специфические ТЛП).

Мы еще не зиаем, определяется ли климат всеми этими факторами однозначно^ илп же при одних и тех же фик- сировапных значениях всех климатообразующих факторов могут получаться разные климаты. Второе из этих лре；［по- дгожений возникает в связи с тем, что за последние 0,6— 1 мян лет каких-либо резкнх изменений климатообразую- пщх факторов как будто не нроисходило, однако имели место резкие колебания климата — чередов а пие ледниковых и межледниковых периодов продолжительностью в десятки тысяч лет. Их мы подробно проанализируем ниже, здесь же рассмотрим изменения климатообразующих факторов, происходившие в течение истории Земли, и порождавшуюся ими эволюцию климата.

Кажется легче всего прпписывать изменения климата и даже погоды изменениям солнечной радиации. Действительно, разница в температурах воздуха у поверхности Земли между днем и ночью, экваторами и полюсами, летом и зимой создается разницей в количестве приходящей солнечной радиации: чем больше это количество, тем выше температура; так нельзя ли допустить по аналогии, что в периоды с теплым климатом приходящая на Землю солнечная радиация была повышенпой, а во время ледниковых периодов она снижалась (эту гипотезу предложил ирландский астроном Е. Эпик). Однако такое простое рао суждение может оказаться неверным, если небольшие повышения солнечной радиации будут приводить па Земле к увеличению испарения, росту облачности, усилению зимних снегопадов, замедлению снеготаяния из-за повышенной облачности и, как следствие, к росту ледников и понижению температуры (Г. Симпсон). Впрочем, большинство специалистов по эволюции звезд в противополо/кность Е. Эпику считает, что Солецс и другие звезды такого же типа («желтые карлики» спектрального класса G-2) имеют весьма стабильное излучение, мало меняющееся в течение времени порядка 10 млрд, лет (времени их пребывания па так называемой главной последовательности звезд на диаграмме светимость—цвет). Отметим, что не наблюдается и короткопериодных колебаний суммарной светимости Солнца — идущий от него поток энергии, на среднем расстоянии Земли от Солнца составляющий 1,952 кал на 1 см2 в минуту, по-видимому, не испытывает сколько-нибудь

ваметпых нзмеиетипк во времени (и потому эта величина имепуется солнечной постоянной).

По изложенным причинам в дальнейшем будут рассматриваться лишь факторы, не связанные с какими-либо изменениями в светимости Солнца. Представляется, что из таковых наиболее медлеппые изменения климата могли создаваться геохимической эволюцией гидросферы и атмосферы, а также нрплмвпой эволюцией системы Земля— Лупа.

В главе 4 отмечалось, что температура па Земле, ло- видпмому, всегда оставалась в среднем в пределах существования жидкой воды. В течение истории Земли масса гидросферы росла со временем (см. кривую 2 на рис. 15), по для климата важнее не масса, а относительная площадь Мирового океана — чем опа больше, тем более мягким («морским») будет климат па Земле в целом, т. е. тем мепыпе будет размах шпротных измене и пп температуры воздуха п ее суточных, синоптических и годичных колебаний (яркой иллюстрацией разницы между морским и копти и сптальным климатом может служить приводимая па рис. 55 карта амплитуд годичных колебаний температуры воздуха — этп амплитуды столь малы на океанах и столь велпки на континентах, за исключением тропических лесов, что по изолиниям этих амплптуд в умеренных и высоких широтах можно восстановить положение копти- пептов без указания па карте их береговой линии).

Согласно дапным главы 4, в катархее и архее площадь Мирового океана возрастала, а в нижнем протерозое менялась мало; затем опа могла колебаться, так как иараллель- по с ростом массы гидросферы нарастала и континентальная кора; в фанерозое в среднем происходила регрессия моря, см. рис. 27 (так что океаны рослп лишь в глубину). Таким образом, коитппентальность климата в течение первых 2 млрд, лет существования Зеатлтт уменьшалась, в нижнем протерозое менялась мало, в среднем и верхнем протерозое, возможно, колебалась, а в фаперозое нарастала (хотя и не монотонно, а с максимумами в геократпческие эпохи Di, Р—Т и N).

Из характеристик атмосферы для формирования климата ва?кпа. во-первых, суммарная масса атмосферы 717, определяющая как ее механическую н тепловую инерцию, так л ее возможности как теплоносителя, способного переносить тепло от нагретых областей к охлажденпым и тем Сомым частично выравнивать горизонтальные разности 193

температур. Согласно теории подобия для циркуляции планетных атмосфер, созданиой советским ученым Г. С. Голицыным (1973), при не очень малой массе атмосферы (скажем, не менее одной тысячной современной) средние скорости ветра в ее нижних слоях и типичные горизонтальные разности температур (в том числе средняя разность температур между экватором и полюсами) зависят от М но закону 1/VW. По этой причине на ранних стадиях формирования атмосферы, когда ее масса, допустим, была в 100 раз меньше современной, скорости ветра в ней н разности температур между экватором и полюсами вдесятеро превышали современные.

С точки зрения эволюции климата история земной ат- мос(^еры представляется как история масс четырех ее составных частей: во-первых, азота (или основных азотсодержащих газов, таких, как аммиак NH?, окислением которых образовался азот) и кислорода п, во-вторых, основных ТАП, ирелсде всего тех, которые создают парниковый эффект, т, е. главным образом водяного пара п углекислого газа. Выделение из мантии азотсодержащих газов происходило, но-впдимому, в темпе, задаваемом основной эволюционной кривой 尼(。 (см. главу 3). История образования кислорода в атмосфере была излоячена в главе 4・

Как указывалось в главе 1, сейчас в атмосфере содержится около 0,23% водяного пара и 0,03% СО2. Значительное увеличение их масс привело бы к усплеишо парникового эффекта и, следовательно, к повышению температуры воздуха в лижи их слоях атмосферы. Масса углекислого газа в атмосфере регулируется его растворением в морской воде, где начиная с нижнего протерозоя де!1ствует «буфер» карбоиат-бикарбопатпого равновесия (см. выше с. 17 п 62) и происходит изъятие СО2 путем образования карбонатных осадков II других углеродсодержащих пород. Суммарное изъятие С02 в одних только карбопатных осадках А. Б. Ронов и А. А. Ярошевскнй оценивают огромной цифрой — в 70 раз больше всей современной массы атмо- c(J)epbi. Очевидно, такого же порядка было п выделение СО2 (или углеродсодержащих газов, окислением которых образовался углекислый газ) при вулканических извержениях, а содержание С02 в атмосфере было малой разностью этих двух больших величин и потому, вероятно, могло испытывать значительные колебания.

Масса водяного пара имеет положительную обратную связь с парниковым эффектом, так как насыщающая кон-

центрпция водяного пара растет с повыэтеннем »гбмп©рату~ рьк оолыпб в атмосфере водяного пара, тем сильнее парпиковый эффекту выше температура и поэтому больше допустимое, т. е. насыщающее, содержание водяного пара. Сколько-нибудь падежных расчетов измепевий в течение истории Земли масс водяного пара и углекислого газа В ат:»осфере пока нет, так что возможность соответствующих нзменений климата (прежде всего температуры воздуха) еще не исключена. Однако палеонтологические данные, убедительно демонстрирующие непрерывность развития жизни, свидетельствуют о том, что никаких кди- матических катастроф на Земле не происходило.

Перейдем теперь к возможным климатическим последствиям приливной аволюнин системы Земля-Луна. Эту систему можно рассматривать как сложный волчок, состоящий пз двух тел, вращающихся вокруг своих осей и вокруг общего центра тяжести (все эти вращения имеют одинаковое направление: если смотреть со стороны Полярной звезды, то против часовой стрелки). Чтобы упростить описание этой системы, пренебрежем воздействием на нее со стороны других небесных тел. Тогда суммарный момент количества движения всех указанных вращений не будет изменяться со временем. С высокой точностью можно считать, что векторная сумма моментов количества движения собственного вращения Земли и орбитального движения Луны постоянна.

Если бы в теле Земли пе было никакого трения, то приливные горбы, образующиеся на поверхности Земли из-за притяжения Луны, были бы направлены точно по линии, соединяющей центры этих тел. Но из-за трения они увлекаются вращением Земли, много более быстрым, чем угловсе движение Луны по орбите, так что их ось образует с лилией центров Земля—Луна некоторый угол запаздывания б (и в каждой точке Земли макснмальЕый прилив наступает позже момента наибольшей высоты Луны на небе). Ближний к Луне приливный горб притягивается ею сильнее, чем дальний, и это создает на Земле момент сил, стремящийся повернуть планету противоположно ее собственному вращению. Вращение Земли долж- но замедляться, так что ее собственный момент количества

193193Рис. 55. Иаолинип амплитуд годичных жолебаавй температуры воздуха на вгмном шаре

193

193

7 А. С. Монин

движения будет уменьшаться. Соответстгонно момент ко личества движения Луны увеличится. Но из третьего * кона Кеплера вытекает, что момент количества двнжашш планеты на орбите пропорционален квадратному корню кз среднэго радиуса орбиты (или кубичес1сому корню из периода обращения планеты). Следовательно, Луна доджза отходить от Земли (и ее угловое движение на орбите замедлится) .

Расчеты показали, что из>за приливного трения вращение Земли замедляется тан, что продолжительность сутоа увеличивается на 0,0017 с за столетие. Из-за этого крошечного прироста за тысячелетия набегает уже весьма заметная разница. Так, средняя за последние 2000 лет продолжительность суток была на 0,017 с меньше современных, следовательно, набежала разница в 0,017 • 365 • •2000саЗ,5 часа. Значит, если мы рассчитаем время кш:о- го-либо солнечного затмения, происходившего 2000 лет тому назад, пользуясь сегодняшней продолжительностью суток, то ошибемся претив истинного времени затмеиия на 3,5 часа. За это время Земля поворачивается на 52,°5 ио долготе — столь большой будет наша ошибка в определе- нин места наблюдения данного аатмения. Этот расчет показывает, что одного только свидетельства древнего историка о наблюдении солнечного затмения в таком-то году в том или ином пункте, скажем в Древцеи Греции или в Вавилоне, может быть достаточно для довольно точной оценки прилнвного замедления вращения Земли. Получающиеся таким способом оценки оказываются (тень близкими к приведенной выше цифре 0,0017 с за столетие.

Дж. Уэллс (1963) нашел еще один способ эмпирической оцептш приливного замедления вращеин区 Земли —по обнаруженным им на разрезах некоторых ископаемых кораллов микроскопическим годичным и суточвым кольцам роста, позволяющим подсчитывать число дне» б году в соответствующую геологическую эпоху. Согласно астрономическим теориям устойчивости нлаветню даижеии屯 длину года можно считать практически ве屜зменво厳.По этому, например, полученная по кораллам среднего девона, возраст которых около 380 млн. лет, цифра 400 дней в году означает, что продолжительность суток в ту эпоху составляла 21,7 часа. Эти оценки очень неплохо согласуются с приведенными выше.

Некоторые результаты расчета орвливнов эволю!|ия системы Земля—Луна продемонстрированы ва рис. 5£ 194

Рис. 56. Изменения со временем среднего расстояния от Луны до Земли (а), длины земных суток (б) и угла наклона земного экватора к эклиптике (в) (по расчетам Г. Макдоияльда (1964))Рис. 56. Изменения со временем среднего расстояния от Луны до Земли (а), длины земных суток (б) и угла наклона земного экватора к эклиптике (в) (по расчетам Г. Макдоияльда (1964))

Рис. 56. Изменения со временем среднего расстояния от Луны до Земли (а), длины земных суток (б) и угла наклона земного экватора к эклиптике (в) (по расчетам Г. Макдоияльда (1964))

Рис. 56. Изменения со временем среднего расстояния от Луны до Земли (а), длины земных суток (б) и угла наклона земного экватора к эклиптике (в) (по расчетам Г. Макдоияльда (1964))

а ——расстояние от Земли до Лупы; К — радиус Земли; 『厶— безразмерный аналог времепи

Кривая а здесь показывает среднее расстояние Луны от Земли (в долях радиуса Земли К), кривая 6 — длийу земных суток Т в часах, кривая в — угол наклона е земного экватора к плоскости земной орбиты в Солнечной системе {эклиптике); по горизонтальной оси откладывается мопа тонно возрастающая со временем величина 1/Ут], где П —— угол (измеряемый в радианах) меящу перпендикуляром к лунной орбите и пе меняющимся со временем направлением вектора суммарного момента количества движения системы Земля—Луна. Сплошными линиями проведены отрезки всех трех кривых, соответствующие предполагаемой реальной истории Луны (от условной начальной точки 7)^15°, где а/Я«10, 77a5 ч, е~10°, до современной точки П=3°57, в которой а/Я»60, 7=24 q и е—23°56/,5), прерзы- вистыми лилиями — прогноз на будущее. По этому прогнозу продолжительность суток, a/R и £ будут нарастать, причем расстояние Лупы от Земли и наклон экватора к эклиптике достигнут максимумов (〃/К=72,7 л £=66°7), когда продолжительность суток сравняется с длиной лунного месяца. После этого действие приливов изменит знак — они начнут ускорять врахцепие Земли, уменьшать е н приближать Луну к Земле, пока оиа не подойдет настолько близко, что приливы разорвут ее па куски, н последние образуют около Земли некоторое подобие колец Сатурна (по расчетам Г. Макдональда, это произойдет через 6 млрд, лет, причем в период наибольшего удаления

Лупы от Земли нужно учитывать поправки на солнечиые приливы).

Климатические последствия приаивного замедления вращения Земли очевидны: раньше, когда Земля вращалась быстрее, суточные колебания температуры и других элементов погоды бьиш слабее, общая циркуляция атмосферы была более зональной (т. е. направления воздушных течений ближе к кругам широты), горизонтальные размеры ее возмущений (циклонов и антициклонов) меньше и сами возмущения слабее. В далеком будущем, через миллиарды лет, когда вращение Земли спльпо замедлится и длина суток будет много больше современной, на Земле разовьются очень сильные (хотя и медленные) суточные колебания погоды, особенно температуры, ветра и облачности, а также очень сильные нерегулярные колебания погоды в огромных и мощных циклопах 11 аптицпклопах, которые в среднем значительно сгладят разницу между экватором и полюсами.

Исключительно большое зпачепие для климата имеет ваклоп е экватора планеты к плоскости ее орбиты в Солнечной системе. На Земле в прошлом паклон е был меньше современного, так что сезонные изменения погоды оказывались слабее, а разница между экватором и полюсами больше (па полюсы попадало меньше солнечного тепла), широтная зональность выражена резче, общая циркуляция атмосферы была более зональной и интепсивпой. Эти условия были благоприятными для развития оледенений в полярных райоиах, особеппо при наличии в пих континентов, и этим, по-вндимому, можно пытаться объяснять обнаруживаемые геологами следы мпоя?ества докембрийских оледенений. Согласно рпс. 56 в будущем в возрастет, так что сезонные колебания увеличатся, а широтная зональность климата, разница между экватором и полюсами п интенсивность зональной циркуляции атмосферы будут ослабевать.

На рис. 56 не случайно вместо времени использована переменная 1/Tq. Для перехода от нее к абсолютному времени пужно знать, как растет в связи с увеличением объема Мирового океана и разогревом недр Земли упоминавшийся выше угол запаздывания приливов 6: чем более ускореппо возрастает 6, тем длительпее приливная эволю* ция системы Земля—Луна.

X. Герстенкорн (1955) рассмотрел случай с минимальным временем эволюции, приняв, что угол запаздывания б IU6

уменьшается обратно пропорционально продолжительности суток. Расчет показал, что при таком предположении в нижнем протерозое Луна находилась на маленьком расстоянии от Земли, 〃/1?к2,89 (т. е. около так называемого предела Роша, где приливные силы разрывают ее на куски), ее орбита тогда была сильно наклонена к земному аккатору (п^45°) и Земля вращалась вокруг своей оси впятеро быстрее сегодняшнего; до захвата Землей Луна двигалась по сильно вытянутой и тшклоппой орбите, а время захвата (т. е. пзмепеппя а/Н от начального больпгого значения до шшпмума около 2,89 и затем возрастания, скажем, до 8,5) заняпо всего только W00 лет.

У. Манк отмечает, что в период теснейшего сближения Лупы с Землей на пашей планете должны были бы развиваться приливы километровых высот. Высота прптпва приблизительно обратно пропорцио1гальна кубу рясстопгия до Луны, п когда это расстояпие было, пакример, вдесятеро меньше сегодняшнего, прилпвы были в 1000 раз :,ы:лс современных, ил!еющих в открытом океане высоты порядка J м. Чудовищные километровые приливные волны, обрушиваясь па сушу каждые 2,4 часа, рассеивали бы огромное количество зперпш. Переходя в тепло, эта энергия затрачивалась бы на испареттве воды в океанах, т. е. *ia их превращение в мощную атмосферу из водяного чара. СплынЧнпий парни ков ытг эффект в такой атмосфере поднял бы температуру в ней на сотшт градусов. 9To уяпт-о- жило бы ?кпзш> ла Земле. Поскольку, наоборот, мы „моем палеонтологические свидетельства пепрерывностп развития жизни, необходимо признать, что подобного <события Герстепкорпа» не было, т. е. что Лупа сбраас напас，на ле слишком мало» расстохшш (声 Земли (п. по-видимому, приблизительно одновременно с ней).

После геохимической эволюции гидросферы 】i атмосферы п прплпвпон эволюции Земли следуинцпм но темпам изменений фактором эвояюшш климата представляется двпжелпс континентов п полюсов. Оно происходит со скоростями порядка сантиметров в год, так что изменения г ю- бальных масштабов, т. е. смещения на тысячи километров, образуются за сотпи миллионов пет. Без зпапин рас пределен и я коитппептов и их палеоширот в ту или нпую геологическую эпоху певозмо/Kiio правильно интерпретировать показания палеоклнматических гшдикаторов о налео- климатах конкретных регионов.

Так, вапример, в современных оиолополярных районах обнаружены остатки организмов, бывших, по-видимому, теплолюбивыми: в Арктике 一 коралловых рифов ордовика, силура и девона; на Шпицбергене — каменного угля и меловых игуаыадонов; в Южной Патагонии — позднеюрских и меловых динозавров; в Антарктиде — каменного угля (а недавно, как отмечалось в главе 7, там найдена и нигк- нетриасовая рептилия листрозаурус). Следует ли, однако, спешить делать из этих находок выводы о том, что в указанные эпохи в околополярпых районах был теплый климат, так что разница между экватором и полюсами была небольшой или даже вовсе отсутствовала, т. е. широтной зональности пе было (а следовательно, не было п смены сезонов года)? Достаточно взглянуть па реконструкцию движения континентов (см. рис. 51), чтобы убедиться, что никаких оснований для таких выводов, может быть, и нет. Карты рис. 51 показывают, что с кембрия по девон современный европейский сектор арктической суши находился в экваториальной зоне (что может объяснить существование коралловых рифов); в карбоне этот регион еще был в тропиках (возможное угленакопление), а в триасе, юре и мелу Южная Патагония и Восточная Антарктида находились в умеренных широтах; Южный полюс был хотя и недалеко от Западной Антарктиды, но все же не па суше, а над океаном; в карбоне же вся Антарктида размещалась в умеренных широтах.

Согласно рис. 51 Южный полюс в течение всего фане- розоя находился либо на материках Гондваны, либо около них. В кембрии — нижнем ордовике он был в Западной Африке, в девоне и нижнем карбоне — в аргентипо-южно- африканской части Гондваны. Это может служить объяс- непием следов Е^оптинентальных оледенений указанных возрастов (главным образом силуро-девонских тиллитов^ см. ниже), описанных Робером в верхах системы Кунде- лупгу в бассейне Конго, Дю-Тойтом — в свите Столовой горы в Южной Африке и Мааком — в Южной Бразилии; похоже, что попадание полюса на сушу неизбежно привод дило к развитию околополярного континентального оледенения (и, возможно, как следствие, к некоторому суммарному похолоданию глобального климата). В перми Южный полюс переместился из Южной Америки на западное побережье Антарктиды, в триасе, юре и мелу заметно отошел от него в Тихий океап, а в эоцене, когда уже образовались Атлантика и Ипдийский океап,— в атлантический сектор

Рис. 57, Суточные суммы солнечного тепла (кал см2-сут), приходящего на верхнюю границу земной атмосферы (при значении солнечной постоянной 1,946 кял/см2>мин)Рис. 57, Суточные суммы солнечного тепла (кал см2-сут), приходящего на верхнюю границу земной атмосферы (при значении солнечной постоянной 1,946 кял/см2>мин)飞&2 CDEdnm飞&2 CDEdnm

Рис. 57, Суточные суммы солнечного тепла (кал см2-сут), приходящего на верхнюю границу земной атмосферы (при значении солнечной постоянной 1,946 кял/см2>мин)

Рис. 57, Суточные суммы солнечного тепла (кал см2-сут), приходящего на верхнюю границу земной атмосферы (при значении солнечной постоянной 1,946 кял/см2>мин)

飞&2 CDEdnm

飞&2 CDEdnm

Антарктиды. Северный полюс в течение всего палеозоя находился в центральных районах Тихого океапа, в триасе пересекал восточную оконечность Сибири, в мелу — Аляску, а в кайнозое уже находился в Арктике.

Вследствие того что суточные суммы приходящего па верхнюю границу земной атмосферы солнечного тепла не зависят от долготы (рис. 57), климат, несмотря на различия, создаваемые континентами и океанами, обладает ярко выраженной широтной зональностью. Рапьше, когда массы океана и атмосферы были меньше, Земля вращалась быстрее и наклон экватора к эклиптике был меньше современного, каждый из этих факторов делал широтную зональность климата еще более резкой, чем теперь. Эта зональ-

ность выглядит следующим образом. В экваториальной зоне сильный нагрев земной поверхности создает иитен- сивную конвекцию с образованием мощных кучевых облаков и ливневыми осадками, так что эта зопа оказывается влажной (гумидной). Восходящие движения компенсируются здесь притоком воздуха к экватору в нияшпх слоях атмосферы [пассатные ветры) и нх оттоком в более высоких слоях. В субтропиках оттекающий воздух отклоняется вращением Земли на восток, и ячейки пассатной циркуляции вынужденно замыкаются нисходящими движениями, так что субтропические зоны оказываются засушливыми (аридными^). Дальше к полюсам тепло переносится подвижными циклонами^ образующимися в западно-восточных течениях умеренных пшрот и сопровождающимися обильными осадками, так что эти зопы опять оказываются гумпдпыми. Указанными свойствами шпротной зональности климата воспользовался IL М. Страхов при своих фа- нерозойских палеоклиматических реконструкциях, выявивших движение полюсов (по проделанных егце на фиксист- ской основе без учета движения коптинептов).

При отсутствии широтной зональности климата пе было бы и сезонных колебаний погоды. Поэтому свидетельства о наличии в ту или иную геологическую эпоху сезонных колебаний погоды суть доказательства шпротной зональности климата этой эпохи. Такими свидетельствами являются прежде всего породы с годичными слоями, так называемые варвиты, которые обнаружены практически во всех геологических периодах фанерозоя. Примерами могут служить североамериканские ленточные сланцы с возрастом от девона до миоцена и зпаменитые верхпеиермские ленточные эвапориты — апгидрптьг н камепные солн Соликамска и немецкого цехштейна. Кроме варвптов, следует упомянуть еще и организмы с годичными слоями роста. Выше упоминались годичпые слои роста у древних кораллов; они просле/киваются по крайней мере до табулят, существовавших от ордовика до пермн. Годичные слои, об- паружепные в кальцитовых хвостах раковин мезозойских головоногих моллюсков белемнитов, показали, что даже в самые теплые века юры пшротная зональность климата была достаточно заметной.

Качественными индикаторами климатических зон могут служить многие горные породы. Так, в аридных зонах образуются эвапориты — доломиты, ангидриты, гипсы, калийная и каменпая соли, осаждающиеся из растворов

g

в условиях сильного испарения, а также карбонатные 葬рас・ ноцветы (продукты выветривания, обедненные кремнеземом и окрашенные окислами железа) и лёссы. В гумидных зонах образуются каменные угли и продукты глубокого химического вывегривапия пород суши — бескарбонатные красноцветы^ белые глины каолины, алюминиевые руды бокситы^ некоторые железные и маргапцевые руды.

Теплому климату свойствеппы эвапориты, красноцветы, морские известняки (прежде всего биогермы, т. е. остатки кораллов и других известьвыделяющих рифообразующих организмов, по-видимому, н ранее бывших в основном теплолюбивыми), а также ряд организмов, представляющихся теплолюбивыми,— крупные рептилии, крупные насекомые, крупные породообразующие форамипнферы, брюхоногие моллюски ципрещ из растений — пальмы и др. Наиболее важными свидетелями холодного климата являются тиллиты, т. е. песлоистые и песортироваппые конгломераты —смеси валунов с глинами или мергелями, рассматриваемые как остатки древних ледниковых морен и отличающиеся от несортированных конгломератов нелед- пикового (например, оползневого) происхождения наличием отполированного и исштриховаиного скального ложа II такими геоморфологическими признаками, как плоскодонные долины с крутыми стенками, цирки и «бараньи лбы».

Кроме перечислеппых качественных индикаторов палеоклиматов, теперь применяется также и количествеппый метод — оценка налеотемператур вод в древних бассейнах по отношению изотопов кислорода 18О/16О в карбопатах раковин существовавших в тех водах животных (по геохимику Р. Боуэну). Как установил Г. Юри, равновесие между содержанием изотопов кислорода в карбопатах и в воде зависит от температуры воды: карбопаты слегка обогащены тяжелым изотопом кислорода 18О по сравнению с водой, и зт。обогащение растет с понижением температуры. Если в воде отношение 18О/16О равно 1/500, то в карбонатах оно оказывается равным 1,022/500 при температуре 25° С и 1,026/500 —при 0° С. Обычно измеряется величина 6=匹.& • 1000, где Я — отношение С160180/\3|602 в исследуемом образце, а 凡一в некотором эталонном карбонате; по 6 с помощью простой эмпирической формулы вычисляется температура воды.

Геологи Vffc/fuc 〃叩厶叮士Геологи Vffc/fuc 〃叩厶叮士

Геологи Vffc/fuc 〃叩厶叮士

Геологи Vffc/fuc 〃叩厶叮士

Рис. 58. Отношение 6**0 изотопов кислорода в североамериканских пресноводных известняках фанерозойского возраста (по М. Кейту и Дж. Веберу (1964))

В качестве примера на рис. 58 приводятся зпачеппя 6, полученные М. Кейтом в Дж. Вебером (1964) для образцов североамериканских пресповодиых известняков (из района Великих озер, па восточной части границы между США и Канадой) с возрастами от девона до четвертичного периода. График показывает, что в девопе значения б были низкими (а температуры воды— высокими), затем они росли до максимума в перми (мнннмум температуры) и падали до минимума в мелу (максимум температуры), после чего опять росли до максимума в четвертичном периоде. Согласно рис. 51 в девопе восточная часть Северной Америки находилась в умеренных широтах южного полушария, затем она перемещалась на север, в перми пересекала экватор, в мелу достигла крайнего северного положения, а после этого сместилась чуть южнее. Исходя из этих палеоширот, моя^по было бы ожидать прямо противоположного хода кривой на рис. 58. Это усиливает вытекающие из рис. 58 выводы о наиболее теплом климате Земли в девопе и особенно в мелу и о наиболее холодном климате в плейстоцене и особенно в перми.

Самыми выдающимися из климатических событий в истории Земли были, коыечпо, ледниковые периодыч характеризовавшиеся появлением континентальных ледниковых щитов (в настоящее время такие щиты покрывают Лп- тарктпду и Греплапдию), от которых остаются обширные площади тиллитов. Как уже отмечалось, геологами обнаружены многочисленные тиллиты как фаперозойского, так и докембримского возраста. Самыми древними из тшх являются, по-видммому, нижнепротерозойские^ наиболее яркими представителями которых служат тиллиты в свите Гоу ran да пижпей части серии Кобальт Гуронской надсерии па юго-востоке Канадского щита. Тиллиты Гоуганда имеют возраст свыше 2 млрд, лет,— по-видимому, между 2,0—2,1 и 2,2—2,3 млрд. лет. Свита Гоуганда имеет мощность 650—

，300 м я содержит тиллиты, переслоенные с окаменевшими глинами. Кониомераты в тиллитах лишены какой-либо сортировки, содержат валуны специфических форм — утюгообразные и «дронстопы», соировождаются лепточиыми глинистыми сланцами с изолированными валунами и в ряде случаев лежат на исштриховапном ложе, так что их ледниковое происхождение практически не вызывает сомнений. Ниже серии Кобальт в Гуронской падсерии есть еще слои конгломератов, имеющих облик тиллитов,— это свита Брюс серии Кдирк-Лейк и еще ниже — свита Рамсей-Лейк серии Хуг-Лсйк. Вся эта многослойная структура свидетельствует, возможно, о перемежаемости ледниковых периодов того времени.

Тиллитообразпые конгломераты такого же возраста обнаружены в бассейне оз. Верхнего на Канадском щите, в Индии, в Южной Африке, в Западной Австралии, в Сар- колийской серии Карелии и в Южной Америке. Таким образом, нижиепротерозойское оледепение имело глобальный характер.

В среднем протерозое, пижнем и среднем рифее на всех контипептах встречаются многочислеппые слои несортированных конгломератов, иногда похожих па тиллиты, но сколько-нибудь ясной картины, как для ншкнего протерозоя, здесь не складывается. Зато в верхнем рифее и в венде в разных частях мира найдены многочисленные тиллиты (рис. 59), хорошо коррелирующие друг с другом и группирующиеся в основном по двум возрастам,— ииж- нне около 750—800 млн. лет (верхверифейское оледене- пие) и верхние около 650—680 млн. лет (вендское оледенение).

К следующей ледниковой эпохе (карбопа и перми) климат пришел, по-видимому, в результате постепеппого похолодания, заметного по кривой рис. 58 (в течение которого южпый полюс перемещался из Западной Африки через Бразилию и Аргентину в Антарктиду, оставляя на своем пути упоминавшуюся выше цепочку силуро-девоп- ских тиллитов).

На всех коптипентах Гондвапы имеются обширные площади тиллитов с возрастами от верхнего карбона до ппж- пей перми (около 300—250 млн. лет тому назад, так что в некоторых районах ледниковые периоды имели длительность до 50 млн. лет). К ним относятся знаменитые тиллиты Двайка в Южной Африке, Итараре в Южпой Америке, Талчир в Индии, Куттунг и Камиларои в Австралии,

m &OR.AQ ■0.1f 05 ПЁ*^§Ь- ХИХЗЕШШ кхижцр^иаонх .dwH BmlaHedFood-J •管 4U epdeM .®« .c=d

тиллиты Трансалтарктичоских гор Востолиой Антарктиды, Мадагаскара.

Особенное удивление вызывали тиллиты Индии и Северо-Западной Австралии — районов, сейчас находящихся в тропиках; их пытались объяснить как остаткн высокогорных оледенений, по, по-видимому, в карбопе и перми высоких гор в этих районах все же не было. Все тиллиты Гондвапы естественно рассматривать как следы околопо- лярного ледникового щита. Согласно геоморфологическим данным о тиллитах один из центров растскаппя льда на этом пщте находился в Восточной Антарктиде н лсд стекал оттуда и на Южпую Австралию, и па Юго-Восточную А办 рику, а с Юго-Западной Африки — па Южпую Америку. Потоки льда, перемещавшиеся извне на Австралию, Африку и Южпую Америку, являются одним из важных свидетельств существования в прошлом единой Г ондваны и, следовательно, движения континентов. Обширные потоки льда перемещались также по Африке п Индии на север. Для упомянутых тиллитов характерна многослойная структура. Одпако полная расшифровка перемежаемости пермокарбоновых о ле де пений Гондвапы —• дело будущего.

Потеплеште климата (возможно, вследствие перемещения Южного полюса с суши в Тихий океан, см. рис. 51), прервавшее в перми оледенение Гондвапы, продолжалось, хотя и с некоторыми колебаниями, в течение всего мезозоя. Количественные свйдетельства этого дали определения палеотемператур ио изотопам кислорода, выполпеп' ные Г. Лауэнстамом и С. Эпстайном (1954—1959), Д. П. Пайдипьш с сотрудниками (1954—4 964) и другими авторами. Мипимумы температуры были порядка 14—18° С, максимумы достигали 26—32° С, т. е. колебания были зпа- чительиыми. Попытки оцепить широтные температурные градиенты в умеренных широтах показали, что в теплые века мела, когда изотермы смещались к северу на 40—25°, градиенты уменьшались (хотя и оставались зпачительны- ми), одпако разбросы в этих данных были очень большими.

После минимума в копие мела температуры, по-види- мому, повысились и в палеоцене достигли максимума, а затем уже началось длительное и постепенное понижение температур, завершившееся в плейстоцене развитием ледш1Ковых периодов. В качестве иллюстрации па рис. 60 ириведеыа кривая кайнозойских палеотемператур верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана, построенная А. П. Лисицыным по материалам послойного анали-

-♦ !爲~rда^!да!"~io[ I/沫嫉я»

制е〃 Палеоцен Эоцен Олиеецен 府“個"勃物/，

Рис. 60. Кайнозойские палеотемпературы верхнего слоя воды в северо-са* подпой части Тихого оксона (по А. П. Лисицыну)

】一скважина 44,19° с. ш.; 2 — скважина 47,32° с. ш.

88 изотопов кислорода в двух колонках плрод, полученных в результате бурения в период 6-го рейса «Гломара Челленджера»,

Первым крупным районом, на котором сказалось кайнозойское похолодание климата, явилась, естественно, Антарктида. Ныне ледниковый покров иа ней, согласно сводке В. И. Бардина и И. А. Суетовой (1967), имеет площадь около 14 млн. км2 и объем 24 млн. км3 (что составляет около 90% объема всех ледников мира; объем Гренландского ледникового щита равен 2,6 млн. км3; па арктические и горные ледники остается менее 1%); растэпление всего антарктического льда повысило бы уровень Мирового океана на 55 м. Около 83% антарктического льда сосредоточено в ледниковом куполе Восточной Антарктиды толщиной до 3,6 км, дно которого лежит в основном выше уровня моря (рис. С1), а поверхность в среднем выше 2 км над уровнем моря. Отделенный от него Трансантарктиче- сккми горами ледниковый щит Западной Антарктиды ле- Haif в основном на дне океана и на ряде островов г включает огромные плавающие шельфовые ледники в морях Росса и Уэдделла (площадями соответственно 0,54 и 0,48 млн. км2). Атмосферные осадки над Антарктидой, в среднем всего около 150 мм в год, по некоторым оценкям сейчас немного превышают потери льда (главным образом путем отрыва айсбергов).,

Рис. 61. Подледный рельеф Антарктиды

Высоты (mJ г 1 — белее W0; 2 — 0—2000; 3 — 0—1000; 4 — менее 1000

Геологические разрезы на островах Кинг-Джорджа и Симора и в Южной Австралии (отделившейся от Антарктиды лишь в конце эоцепа), а также материалы колонок донных осадков Южного океана свидетельствуют, что ледниковый щит Антарктиды образовался лишь в лптоцене — около 20 млп. лет тому назад — и с тех пор существует до нашего иремепи (это подтверждают н данные о падении уровня Мирового океана па много десятков метров, начавшемся в среднем миоцене и продолятавшеъгся в течение верхнего миоцена и плиоцена); до этого, т. е. в течение всего палеогена, в Антарктиде господствовал умереппый прохладный климат, по-видимому, с высокогорным и ледниками. Отметим, что приблизительно одповремеппо с образованием ледникового щита Антарктиды или вскоре после него в верхнем миоцене начали возпш^ать высокогорные оледенения на Аляске. По-видимому, около 3 млн. лет тому назад сформировался и с тех пор существует Гренландский ледниковый щит. Ныне он покрывает 1726 тыс. км2 из 2176 тыс. км2 площади Греилапдии (еще 108 тыс. км2 там приходится па другие ледники)

и включает Северный купол с высотами до 3300 м и ЮжпыИ с высотами до 2730 м; уровень дна 600—1000 м по краям щита и 0—100 м к ниже в его центре. Осадки на щите составляют 300—4.00 мм в год, расход льда на таяние и образование айсбергов несколько больше прихода, так что се)1час ищт медленно сокращается.

В плейстоцене похолодание климата привело, иакоиец, к формированию па северных половинах Европы и Север- noii Ам^фпкп огромных ледниковых нщтов, оказавшихся, однако, здесь неустойчивыми н многократно стаивавшими (по-видкмому, иолпостыо) и образовывавшимися вновь. Для восстановления их истории можно использовать целый ряд разнообразных методов. Это прежде всего выявление древних ледниковых морен и связаипых с пими геоморфологических объектов («барапьи лбы» п т. п.), а также водно-ледниковых отложений (галечников), образующихся перед концами ледников; измерение высот древних снеговых линий в горах; изучение типов поив, уровней •замкнутных озер： уровня Мирового океана (снижающегося по мере перехода воды в континентальные ледниковые н国тм и повьнпаю1цегося при таянии последних, что отмечается береговыми террасами соответствующих возрастов); измерение толщин поеледовательиых годичных слоев деревьев н слоистых осадочных пород — варвптов. Весьма ценны па<чеонто-Iогичсские даштые о древкей фауне и флоре, в том числе о пыльце и спорах растетiik в слоях осадочных пород и раковинках планктона в слоях колонок морских осадков. Как указывалось выше, отношение изотопов кислорода 6 18О в карбонатах раковип ряда организмов определяется палеотемнературамп среды их обитания, а также ее собственным изотопным составом (обогащаю- щ1шся легким изотопом при таянии ледников); значения б 抬0 в слоях колонок льда ледников определяются главным образом температурой выпадающего на ледник снега.

На рис. 62 показаны колебания значений 6 iRO в рако・ втшках планктона в слоях колонки глубоководных осадков из Тихого оксана за последний миллион лет ио II. Шекл- топу и 11. Опдайку (1973), отражающие глобальный объем льда па Земле. Этот график показывает, что по крайней мере за иоследтше 600 000 ле^онтипентальные оледенения образовывалнсь и стаивали с периодом в среднем около 100 000 лет. Из рис. 62 видно также, что в течение 90% времени в плейстоцене климат был холоднее современного. Интересно отметить чрезвычайную резкость потеплений

(т. е. быстроту таяпия кои- тинептальных ледниковых щитов), обозначенных иа рис. 62 римскими цифрами.

Последовательность оледенений плейстоцена была впервые изучена на приме* ре Альп А. Пенком и Э. Брюкнером (1904— 1S09). Разработанная ими схема, позже детализированная Б. Эберлем (1930), включает пять эпох оледенения — Дунайскую, состоявшую пз трех стадий (самую раннюю из них теперь называют Бкбсрской), двух стадийные Гюнцскую и Миттдельскую и затем, после особеппо продолжительного мс/кледпиковья,—— двухстадийную Рпсскую и трехстадпйную Вюрмскую (Гюиц, Мин де ль, Рпсс — реки, а Вюрм — озеро в бассейне Ду пая). Эта схема, спабжетшая абсолютиы-

Изотопныи. состав планктона 9 6 ш0Изотопныи. состав планктона 9 6 ш0Рис. 62. Значения 6,8О в колонке глубоководных осадков из Тихого океана (ею Н. Шеклтону и Н. Опдайпу (1973))Рис. 62. Значения 6,8О в колонке глубоководных осадков из Тихого океана (ею Н. Шеклтону и Н. Опдайпу (1973))мп возрастами (в нижней

Изотопныи. состав планктона 9 6 ш0

Изотопныи. состав планктона 9 6 ш0

Рис. 62. Значения 6,8О в колонке глубоководных осадков из Тихого океана (ею Н. Шеклтону и Н. Опдайпу (1973))

Рис. 62. Значения 6,8О в колонке глубоководных осадков из Тихого океана (ею Н. Шеклтону и Н. Опдайпу (1973))

половине плейстоцена имеющими лишь ориеитнро;к)чпый характер), показана в первой графе ?f，;i. 7. По данным Пенка п Брюкнера, ледниковые цпркп Альп в эпохи оледс- неипя заполнялись фирном не больше, чем теперь, т. е. ко

личество осадков тогда не превосходило современного, w> температуры были пиже. вследствие чего снеговая линия находилась мпого пиже современной (па 1200 м), таяпие ледников было замедленным н их языки спускались в долины мпого ниже, чем теперь, на севере, западе п юге Альп, выходя за пределы гор на разшшш и образуя там огромные ЛеДНПКИ ПОДПО7КНЙ.

Климат, по определению, есть понятие глобальное, и те или иные проявлеш1я каждой ледниковой эпохи, естественно, обнаруживаются во всех районах мира, но, конеч

но, они отнюдь пе везде и пе всегда сводились к росту ледников. Иногда их следы еще не найдены или, иапример.

стерты более поздними оледенениями, поэтому создано множество региональных хронологий плейстоцена, различающихся местными наименованиями и рядом деталей. В табл： 7 кроме альпийской хронологии приведены также североевропейская, русская и североамериканская.

Максимальное оледенение в плейстоцене (Рисе—Заапе— Днепровское—Иллинойс) превосходило совремешюе one- деисние втрое и покрывало 30% площади суши, или 45 млн. км* из них 13,9 составляла Антарктида, 13,14 — Лаврентьевский ледниковый щит в Канаде, 5,76 — Европейский ледниковый щит, от 4,3 до 2,7 — Урало-Сибпрский ледниковый покров, 2,6 — оледенение 1?ордильер, 2,16 — Гренландия, 2,25 — горы Евразии, 0,7 — горы южного полушария (это составляло 25% площади Евразии, 60% Северной Америки и 110% Антарктиды; в северном по«луша- рии площадь оледенения превышала современную в 13 раз). Ледовый покров океана превышал современный в 1,5 раза и занимал 4% площади океана, или 25 млп. км2.

Всего льдом было покрыто 14% поверхности Земли, вдвое больше, чем теперь. Ледниковые щиты достигали в Европе 48°30,, а в Северной Америке 37° широты. Карта макстаального распрострапения льдов в северном полушарии приведена на рис. 63. На рис. 64 показаны южные границы четырех эпох оледенений — Окской, Днепровской (максимальной, во время которой одна из южных лопастей ледникового щита опускалась далеко втшз по Днепру, а другая почти полностью заполняла междуре^гь^ между Доном и Волгой), Московской и Валдайской — на европейской территории СССР.

Максимальиый объем льдов суши в илгейетоцене составлял 56,1 млн. км「в том чйсле^ 23,9 —в Антарктиде (как сегодня), 23,3 —в Северной Америке, 7,6 —в Европе и 0,7 —в У рало-Сибирской области (60% этих, льдов было сог ре доточено в северном и 40%—в юнитом полушарии, тогда как* тетгерь эти цифры равны 8 и 92%).

Во время межледниковий, по-видимому, стаивало около половины этих льдов и ледниковые щиты оставались только в Антарктиде и Греплапдии. Это приводило к повытпе- ипео уровня Мирового океана на 85—120 貳 и образованию соответствуютцих террас па берегах морей и океанов (рис. 65>; такие террасы были изучены еще в конц© XIX в. в Средиаемтгоморье (Калабрийские, &атем предгюпцекие Сицилийские, гюнц-миндельстие Мюгаццские, кпшдезгь-рис- скис Тиррепские, рисс-вюрмские Монастирские и самые

%4m& 暫

^роголеглп nmfierwn

Возраст* тыс. лет

Альпы

Сеаернай Европа

Европевская часть СССР .

Седернак Амарка

10

Голопеп

1*олоцен

Голоаея

Голоцен

8

Субарктический

Отступаипе

Вюрм 皿

Сальпеуссепька

7

Осташювское

Валъдерс

Аллерёд

ТуьКрикс

Лангеланн

Бёллинг

乡

Манкейто

Керн

Тэйдуялп

мдейп

Мопогб-Шек- снинское

Померания

7

Вюрм П

Франкфурт

БраадеЕ^рг

2

2

Калининское

Паудорф

Файетт

Порт Талбот —

Уайтуотер

Щецин

2

Вюрм I

乡

РиксдорЛ

Начальный

勿

=75

125

250

Эем

Ммкулинское

Сангамон

Рисе И

Заапе П (Варта)

Московское

Буффало-Харт

Оэ

ОдинцсБСКое

Э€гЛ1ГТ0Н

Рисе X

7

Заапс 工(Дрента)

Днепровское

Джексонеиж

Лаймен

Гольштейн

Лихвннское

Ярмут

500

1000

1900

3500

i

1

МннпельИ

Эльстер D.

Окское

Канэде

Бе пемзе жское

Миндель I

纟

Эяьстер I

Березинское

Кро-лер

Апшерон

Афтон

Гюни

Менап

Небраска

Вглчь

Акчагып

Дунай

7

Збурон

IQ

Теге пен

Бибер

乡

Претегепеи

Астий

Рейвер

Киммерий

Огаллала

Рис. 63. Максимальное распространение льдов в плейстоцене в северном полушарии (по К. К. Маркому с соавторами (1968))

1 — современная граница морских льдов： 2 — их древняя гра- вица; з — современные льды суши; 4 — древнее навемное максимальное оледенение; S — современна只 граница вечной мерз* лоты

Рис. 64. Границы плейстоценовых ледниковых щитов на европейской территории СССР

Ледниковые щиты: I — Оксний; 8 — Днспровсний; 3 — Московский;

4 — Балдайекий

пизкие Фландрские, иля Ниццские), а затем и во мпогих других районах мира.

Наоборот, во время ледниковых эпох уровень Мирового океана понижался, большая часть контипептальпого шельфа обнажалась и образовывались сухопутные «мосты», папример между Европой и Британскими островами, Чу* коткой и Аляской (по последнему《мосту» около 30 тыс.

\ KajraSfuSnaff

t、tiEexqgt、tiEexqgd物+w4"土〃―"-加〃d物+w4"土〃―"-加〃ДунайскевДунайскевt Со^илиаская .—7—сt Со^илиаская .—7—сМилаццмаяМилаццмаяГюнцскоеГюнцскоее^иввенсмя. Г，飾幽纸嶼轡翦:午、辛^^е^иввенсмя. Г，飾幽纸嶼轡翦:午、辛^^-「工厂-：于二厂Мин^ельское•_ _ _尸丽PMCKGBPitccftoe-「工厂-：于二厂Мин^ельское•_ _ _尸丽PMCKGBPitccftoe

t、tiEexqg

t、tiEexqg

d物

+w

4"

土〃

―"

-加〃

d物

+w

4"

土〃

―"

-加〃

Дунайскев

Дунайскев

t Со^илиаская .—7—с

t Со^илиаская .—7—с

Милаццмая

Милаццмая

Гюнцское

Гюнцское

е^иввенсмя

. Г，飾幽纸嶼轡翦

:午、辛^^

е^иввенсмя

. Г，飾幽纸嶼轡翦

:午、辛^^

-「工厂-：于二厂

Мин^ельское•

_ _ _尸丽PMCKGB

Pitccftoe

-「工厂-：于二厂

Мин^ельское•

_ _ _尸丽PMCKGB

Pitccftoe

Рис. G鼠 Плейстоценовые колебания уровня моря по данным о высоте средиземноморских террас (по Ф. Цеинеру (1959))

лет тому назад в Америку из Азии проникли люди). Из-за понижения уровня океана во время ледниковых эпох шельфовые ледники Антарктиды должны были ложиться иа дно шельфа, превращаться в коптипентальпые ледниковые щиты и нарастать по толщине; во время межледниковий опи должны были разрушаться и превращаться опять в плавучие ледники. Следы четырех таких событий па западпом берегу моря Росса, по-видимому, совпадают по времени с ледниковыми эпохами северного полушария.

Выдающийся югославский ученый М. Миланковпч предложил объяснять колебания климата в плейстоцене колебаниями наклоиа е экватора Земли к плоскости ее орбиты, а также элементов земной орбиты (а именпо: произведения е sin л, где е — эксцентриситет орбиты, а л — долгота перигелия, т. е. самой близко!! к Солнцу тоики орбиты, отсчитываемая от точки весеннего равноденствия), создаваемыми действием на Землю сил притяжения остальных планет. Колебания величии е н е sin л пе мепяют получаемой Землей в целом годичной суммы солнечного тепла, но могут приводить к изменениям распределения этого тепла по широтам и сезонам года, а потому могут сказываться на климате. Так, увеличение esinn вызывает пропорциональное увеличение разности в длинах теплого и холодного полугодий (весна + лето) — (осень + зима), а увеличение е приводит к пропорциопальному sin е • sin <р увеличению разности между суммами солнечного тепла за теплое и холодное полугодия на каждой широте <р (т. е. к увеличению

континентальности климата). Можно ожидать, например, что более холодные лета и теплые зимы будут способствовать росту ледников и за длительное время (много тысячелетий) могут привести к развитию ледниковой эпохи.

Вместо астрономических полугодий, длины которых меняются в зависимости от значений esinn, Милапкович рассматривал так называемые калорические полугодия, определяемые для каждой широты 屮 отдельно как полугодия одинаковой продолжительности, в течение которых ежедневпая суточная сумма солнечного тепла па широте <р в любой депь летнего полугодия больше суточной суммы солнечного тепла на этой широте в любой из дней зимнего полугодия. Колебания суммы солнечного тепла за летнее калорическое полугодие получаются как сумма (а за зимнее полугодие как разность) колебаний вне sin л, взятых с некоторыми мнояштслями, зависящими от широты. Для наглядной демонстрации результатов Милапкович рассчитывал колебания эквивалентной широты (pi (i) — той, на которую в настоящее время за летнее калорическое полугодие приходит столько же солнечного тепла, сколько в момент t прошлого времени приходило на широту 65° северного полушария. Рост эквивалентной широты означает похолодание, убывание — потеплепие.

Расчеты, произведенные Милаш<овичем, были затем повторены рядом авторов. Детальные расчеты произвели советские астроиомы Ш. Г. Шараф и Н. А. Будникова (1967—1969) на период в 30 млп. лет в прошлое и 1 млн. лет в будущее. Оказалось, что эксцептриситет е колебался в пределах 0,0007—0,0658 (его современное значение 0,017) преимущественно с периодами около 100 тыс. лет, наклон е колебался в пределах 22°,068—24°,568 с периодами около 41 тыс. лет. Значения е sin л колебались с периодами около 23 и 19 тыс. лет. Эти периоды неплохо соответствуют нашим представлениям о продолжительности колебаний климата в плейстоцене. Эквивалентные широты колебались в пределах 58—79° (т. е. довольно значительно). Графики эквивалентных широт, построенные Шараф и Будниковой, показаны на рис. 66. Максимумы эквивалентных широт (屮声69°) можно попытаться сопоставить с ледниковыми периодами. Тогда возраст дунайских ледниковых эпох составит 970, 855 и 685 тыс. лет, гюнца *^ 590^-565 тыс. лет, минделя — 476 и 435 тыс. лет, рисса — 230 и 187 тыс. лет. вюрма —115, 72 и 25 тыс. лет, что вполне удовлетворительно согласуется с имеющимися фактическими данными

g

Рпс. 6в. Графики зкяивалептнык широт /по Ш. Г. Шараф и 11. А. Будникосой) а — последний миллион «ст; о — Оудущии миллион лег

о последовательности и длительности ледниковых периодов плейстоцена, Периоды в 100, 41, 23 и 19 тыс. лет обнаружены в колебаниях некоторых климатических индикаторов (в колонках морских осадков), что явилось прямым доказательством справедливости теории М. Миланковича.

Кривую б рис. 66 можно интерпретировать как предсказание па будущее ледниковой эпохи с оледенениями типа гюнца через 170, 215, 260 и 335 тыс. лет, затем силь* ного оледенения через 505 тыс. лет, эпохи с сильными оледепениями типа рисса через 620, 665 и 715 тыс. лет и, паконец, эпохи с одним сильным и двумя слабыми оледенениями через 830, 870 и 910 тыс. лет. Следует подчеркнуть, что в настоящее время Земля находится, ио-видимому, в состоянии типичного межледпнковья, и можно ожидать, что через десяток тысячелетий начнется следующий ледниковый период.

В теории М. Миланковича колебания климата в плейстоцене рассматриваются как вынужденные, создаваемые малыми колебаниями распределения приходящего солнечного тепла по поверхности Земли. Однако эти причины существовали всегда. Почему же резкие колебания климата, в минимумах которых развиваются континентальные оледепспия, начались только в плейстоцене? Ответом может слугкить нредположепие, что реакция системы атмосфера—океан—суша па малые вынуждающие колебания была слабой, пока эта система находилась в состоянии с теплым климатом (скажем, со средними годовыми температурами в Центральной Европе выше 12°С), но стала сильной, когда эта система в результате постепенного кайнозойского похолодания перешла в состояние с прохладным климатом (со средними годовыми температурами ниже 10℃). Это предположение выдвигал в 1954 г. П. Вольд- штедт.

Тонкая структура колебаний климата во время последнего ледникового периода ярко иллюстрируется приведенным на рис. 67 профилем изотопного отношения кислорода 18О в уцикалытой 1390-метровой колонке льда, выбуренной в 1966 г. в северо-западной части Гренландского ледникового щита у Кемп Сепчури к востоку от Туле и достигшей скального ложа. Ориентировочная датировка слоев колонки охватывает около 125 тыс. лет, т. е. Змское— Микулинское—Сапгамопское межледниковье и Вюрмский— Висленский—Валдайский—Висконсинский ледниковый период. Рис. 67 показывает, что межледниковье состояло из

рех стадий (по аме- тиканско 成 термино- :огии — Барбадос I, I, III), прерывав- пихся кратковремен- ыми похолоданиями. 3 раннем Вископси- :е, начавшемся около ‘5 тыс. лет тому на- шд, происходили резкие колебания клима- га с тремя потепле- аиями (в Европе насыпавшимися Амерс- /орт, Брёруп и Оддераде); этот период закончился глубоким □леденением (тиллит □радтвилль). В сред- аем Висконсине было эебольшое потепле- зие Порт Талбот (в Звропе — Аптон Уоррен), второе глубокое оледенение (тиллит Магадор) и небольшое потеплепие Плум Пойнт (в Европе — Хенгело и Денекамп). Весь поздпии Вископ- си鼠 был очень холодным, особенно в период 22—14 тыс. лет с максимумом холода около 18 тыс. лет тому назад. Отметим, что на указанный фон налагаются еще более высокочасготные колебания с периодами порядка 1000 лет в иногда cq знача-

тмс.леттмс.летР* «7. Профиль изотопного отношения кислорода б|8О в колонке льда Кемп Сен- «урм (по В. Дансгаарду е соавтора第м.Р* «7. Профиль изотопного отношения кислорода б|8О в колонке льда Кемп Сен- «урм (по В. Дансгаарду е соавтора第м.飴飴HamqoJHamqoJ00HowueHU。HowueHU。々费^301 “О3知601 70々费^301 “О3知601 70、>Qwbg、>Qwbgтельными амплитуда

тмс.лет

тмс.лет

Р* «7. Профиль изотопного отношения кислорода б|8О в колонке льда Кемп Сен- «урм (по В. Дансгаарду е соавтора第м.

Р* «7. Профиль изотопного отношения кислорода б|8О в колонке льда Кемп Сен- «урм (по В. Дансгаарду е соавтора第м.

飴

飴

HamqoJ

HamqoJ

0

0

HowueHU。

HowueHU。

々费

^30

1 “О

3知

60

1 70

々费

^30

1 “О

3知

60

1 70

、>Qwbg

、>Qwbg

ми, которые вполие могут быть реальными.・

На рис. 68 показана увеличенная верхняя часть кривой

X

IX

VIII

Клама.^ичесrfий оптимум 一一

VW

VI

V

фрисландское колебание -

w

(- Аллеред

1v "^"1应力，〃//2

[Рауниссний ~ 1 межстадиал

ш

Р6

=(Сальпаусселькя)

Средний дриас»

-(Лаигеланн}

-必伊痴土如冗 -

一Померане кап стадия

•<J',_

1〃

-40-35-30£ 州Q

тыс. Лёт

О

10

Рнс. f»s Профн.п- изотопного птнотиеипя кислорода Ь‘*0 в колонке льда

Кеми Генчури зн гос лсд пне 14 тыс лет

рис. 67, охватывающая последние 14 тыс. лет и характеризующая xo;i потепления климата в результате стаивания Вюрмских ледниковых хцнтов Европы и Северной Америки (совершенно апалогичпые кривые получены для колонок льда из 2164-метровоп скважины 1968 г. на стапции Бэрд и 507-мстровой скважины 1970 г. па станции Восток в Ан- тарктпде). Данные рис. G8 отлично согласуются со с веде-

ниями о моренах неравномерно отступавших ледниковых щитов, повышении уровня Мирового океана, высоте снеговой линии в горах и длинах горных ледников, с палеобо^ тапическими данными (в частности, о слоях в торфяниках) и многими другими разнообразными материалами. Они свидетельствуют о том, что очень холодный заключптель- 1|ый период Вюрмского оледепеыия ознаменовался резкими Цолебапиями ледпиковых щитов — их наступанием во вре- 4я Померанской стадии (16—14 тыс. лет тому назад) и от* ступанием в Раунисском мсжстадиале (13,7—13,2 тыс. лет йазад); затем произошло похолодание Древний Дриас 4*13,2—12,4 тыс. лет назад), потепление Бёллинг (12,4— 12,1 тыс. лет назад), похолодание Средний Дриас (12,1— [1,9 тыс. лет назад), резкое потепление Аллерёд (11.9— 11,1 тыс. лет назад) и последнее наступание уже заметно Сократившегося Скандинавского ледникового щита во вре- X крайне резкого похолодания Молодой Дриас (развив- гося за столетие и продолжавшегося в течение 11,1— 40,3 тыс. лет тому назад), осгавившее после себя морены Сальпаусселькя в Финляндии. После этого началось стре・ мительпое таяпие ледникового щита, завершившееся всего Ga 1000 лет, и потепление климата, продолжавшееся до максимума около 6 тыс. лет тому пазад.

Под тяжестью Вюрмского ледникового щита Скандинавия довольно глубоко осела в верхнюю маптию Земли. Быстро освободившись от этой тяжести (что привело к появлению в этом районе отрицательных гравитационных аномалий), опа стала подниматься. У прежнего центра оледенеиия в вершине Ботнического залива этот подъем за последние 9 тыс. лет составил 250 м, продолжается оп и теперь со скоростью около 1 см/год (современные отрицательные гравитационные аномалии достигают здесь 50 мгал) и, по-видимому, составит в будущем еще около ?00 м; аналогичные данные имеются и для района Гудзо* рова залива в Канаде. Сочетание подъема суши п подъема уровня Мирового океана создало специфические условия существования Балтийского моря, которое то теряло связь (f Атлантическим океаном и опреснялось, то (трижды) вое* с^ганавливало эту связь и осолоиялось. До Аллерёда здесь было пресное Балтийское ледниковое озеро; в эпоху Аллерёда в него проникли морские воды, образовав первое Иольдиевое море (названное по моллюску иолъдия); в эпо* ху Сальпаусселькя опо снова превратилось в озеро; после етого (9,5 тыс. лет тому назад) образовалось второе Ноль*

диевое море; через тысячу лет из-за поднятия сушй Датские проливы закрылись, и образовалось Анциловое озеро (названное по моллюску анцилус); около 7 тыс. лет тому назад из-за подъема уровня океана это озеро опять соединилось с Атлантикой, образовав Литориновое море (по моллюску липрини^; к настоящему времени это море сократилось в размерах и несколько опреснилась. I

По палеоботаническим данным С. Фирбас (1949) уста* повил следующую последовательность послеледниковый климатов в Западной Европе, показанную па рис. 68 римскими цифрами: I—III — холодный кггпмат раппего, среднего и позднего субарктического времени; IV — бозее те】" лый и сухой предбореальный периоду V - <йце более сухо废 бореальный период} V/, VII — более влажный и паиболе® теплый климат раннего и позднего атлантического период» (с папбольшими температурами во время климатическогФ оптимума^ когда было теплее, чем теперь, но, по-вн^нмом挣 все же несколько холоднее, чем во времена предыдупцг»- межледниковий; судя по палеофлоре Шпицбергена, во вре-^ мя климатического оптимума в Арктике, вероятно, пе была многолетних льдов); VIII — более сухой суббореалъный- период с начинающимся похолоданием климата; /X, X—'： более холодный и влажный климат раннего и поздяего' субатлантического периода, продолжавшегося приблизительно до IV в. н. в. После этого началось потепление, достигшее максимума в «эпоху викингов» (VIII—XI вв.),> когда малая ледовитость морей к востоку, югу и западу от* Гренландии позволяла викингам совершать по этим морям* дальние путешествия.

. Около 870 г. викинги заселили Исландию. В 875 г. исландский викинг Гунбьерн обнаружил Гренландию, а в 982 г. Эрик Рыжий обследовал ее южпые побережья и присвоил ей ныпетпнее наименование, означающее «Зе*' левая страна»; исландские колонии в Гренландии просу^ ществовали до XV в. В 880 г. конунг Оттар обогнул севера ную точку Европы — мыс Нордкап и достиг Белого мор% 7 Около 900 г. википги достигли Нью-Фа у ндлепда, а затем》 и близлежащих берегов Северной Америки, где были оспо-" ваны посол спи я Виилапд, Маркланд и Хеллуланд. В 1050+» 1060 гг. король Норвегии Харальд Хардруд ходил морем， на север и встретил тонкий паковый лед, толщиной до- 2,5—3 м, лишь очень далеко на севере и северо-востоке от последних встреченных им островов.

m 69. Отклолеикя средэих пятелстиих звач^ий те»в<^атуры воздуха 6 7, в градусах Фареяге^гга) в некоторых широтннх эонах от их зннчанвй ；188^-18$! Е (во Дж. Митчеллу (Ж1>)m 69. Отклолеикя средэих пятелстиих звач^ий те»в<^атуры воздуха 6 7, в градусах Фареяге^гга) в некоторых широтннх эонах от их зннчанвй ；188^-18$! Е (во Дж. Митчеллу (Ж1>)

m 69. Отклолеикя средэих пятелстиих звач^ий те»в<^атуры воздуха 6 7, в градусах Фареяге^гга) в некоторых широтннх эонах от их зннчанвй ；188^-18$! Е (во Дж. Митчеллу (Ж1>)

m 69. Отклолеикя средэих пятелстиих звач^ий те»в<^атуры воздуха 6 7, в градусах Фареяге^гга) в некоторых широтннх эонах от их зннчанвй ；188^-18$! Е (во Дж. Митчеллу (Ж1>)

Затем похолодало, ц в период приблизительво с 1430 по

№50 е. царил холодный климат с максимумами холода ■XV а XVII нв.; это в(юма называют《малым ледниковым врнодом» (ивогда же этот термин относят только к XVII— ■IX вв»>. Дж. Бьерккес (1965) установил, что в это время ，мнература поверхвости воды в Атлантике в Саргассовом К)ре была выше» а в раиане Исландии ниже» чем сегодня; Следствие этого теплоотдача океана атмосфере в пассатной acne была слабее, что приводило к ослаблению атмосфер-

*он циркуляцив в умеренных широтах. Из-за этого температуры воды а Саргассовом море еще более повышались,

Рис. 70. Средяие месячные значения температуры воздуха средней по маЯ сг атмосферы в северном полушарии с май 1958 г. во апрель 4968 (ио В. Старру и А. Оорту (1873»

а в районе Исландии понижались; этот процесс мог 6d привести к развитию нового ледникового периода, если б| ие противоположное действие усиливающегося перенос] тепла к северу течениями в северной половине Атлантичв скоро океана. Положительная обратная связь между осла! лением теплоотдачи океана атмосфере и ослаблением атм， сферной циркуляции в этом районе является пример» механизмов, способных создавать колебания климата с п! риодами порядка нескольких сот лет. 1

После завершения «малого ледникового периода! климат потеплел. Особенно заметным это потепление бык" в первой половине XX столетия, т. е. буквально у нас " глазах; см. на рис. 69 иостроенные Дж. Митчеллом (纟96嚙 графики изменений температуры воздуха в 1870—1960 гЯ показывающие, что в северном полушарии (и особенЯ в его полярном районе) потепление было более интенсщ|| ным, чем в южном, причем особенно сильно потеплелй зимы. На построенной Дж. Митчеллом глобальной карте

этого потепления видна существенная разница в поведем Him океанов и континентов: потепление охватило в осном ном океаны, особенно Арктику, тогда как на континент» наоборот, чуть похолодало. Ледовитость Баренцева м». за первую половину XX в. уменьпшлась на 20%, граниИ распространения айсбергов в Южном океане сместилаИ на 1700 км к Антарктиде; уровень Мирового океана 8a， время, по-видимому, поднялся приблизительно на 6 Л Окончание этого потепления иллюстрируется приведД ным на рцс. 70 графиком В. Старра и А. Оорта (197舞 показывающим, что средняя по всей массе атмосферы те»^ пература воздуха в северном полушарии за пятилет## 1958—1962 гг. упала приблизительно на 0,5е С.

АКАДЕМИЯ НАУК СССР Научно-популярная серия

А. С. МОНИН

ПОПУЛЯРНАЯ ИСТОРИЯ

ЗЕМЛИ

Издание 2-е, переработанное, дополиенное

ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»

МОСКВА 1980

M 77 Мопин А. С. Популярная история Земли.— М.: На.

ка, 1^0.— 224 с., ил.— (Научно-популярная серия). ■

В книге излагаются в общедоступной форме col ремепные сведения об истории пашей планеты, о pocv ядра и эволюции оболочек, происхождении атмосфе!» и гидросферы, образовании и развитии океанической и континентальной земной коры, геологических периодах последних 600 млп. лет. Специальные главах посвящены истории жизни па Земле, палеомагпитньш дапным об изменении земного магнитного поля, об оэ- разовапии и распаде суперконтинентов и движении континентов и полюсов и, наконец, истории климата, включая ледпиковые периоды.

Книга представляет собой переработанное и дополненное издание книги «История Земли» (Л.: Наука, 1977).

19.4.4

Ответственный редактор члеи-корреспопдепт АН СССР А. П. ЛИСИЦЫН

Андрей Сергеевич Монин

ПОПУЛЯРНАЯ ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ

Утверждено к печати

редколлегией серии научно-иопулярпых изданий

Академии наук СССР

Редактор издательства Л. И. Приходько. Художник М. М. Еа6енк《 Художественный редактор Н. Л. Фильчагина

Технический редактор А. М. Сатарова Корректор М. В. Бортноиа

ИБ № 18458

Сдано н набор 26.05,80, Подписано к печати 24.09.80

Т-15859. Формат 84Х1О8%2 бумага типографская № 2

Гарнитура обыкновенная. Печать высокая

УС Л. печ. л. 11,76 Уч.-изд. л. 12,1 Тираж 50 000 экз. Тип. зак. 3184 Цена 40 коп.

Издатсльство «Наука» 117864 ГСП-7, Москиа, В-%83, Профсоюзиая ул., 90

2-я типографии издательства «Наука»

121099, Москва, Г-99, Шубинский пер., 10

-0К01—436954(02)—80-0К01—436954(02)—80© Издательство «Наука% 198° г. 6-60 НПЛ 1904040000

-0К01—436

954(02)—80

-0К01—436

954(02)—80