Глава 7
ДИНАМИКА И ВОЗМОЖНЫЕ ПРИЧИНЫ
КЛИМАТИЧЕСКИХ ИЗМЕНЕНИЙ
В ПОЗДНЕМ МЕЗОЗОЕ

Н.М. Чумаков

Еще недавно безледниковый климат мезозоя представлялся сравнительно равномерным не только в пространстве, но и во времени. Исследования последних лет показывают, что это не совсем так и что динамика климатических изменений в безледниковые периоды была достаточно сложной, а сами изменения были значительными и порой весьма быстрыми.

7.1. Общий климатический тренд

В самом общем виде климатические изменения позднего мезозоя можно охарактеризовать, как осложненное многочисленными ос-цилляциями потепление от юры до среднего мела и затем некоторое похолодание. Этот процесс сопровождался неравномерной гуми-дизацией суши. Гумидизация происходила в два этапа. Первым весьма значительным событием было возникновение экваториального гумидного пояса в альбе. Оно совпало с раскрытием Южно-Атлантического океана. В дальнейшем до конца мела, этот пояс одновременно с океаном постепенно расширялся. Одновременно с этим происходила гумидизация суши, обусловленная повышением уровня океана, развитием трансгрессии на континентах и общим потеплением. Своего максимума гумидизация суши достигла в Маастрихте, когда высокоширотные, среднеширотные и экваториальный гумидные пояса в общей сложности составляли около 75% суши.
Более сложно и динамично в результате осцилляции изменялся в позднем мезозое температурный режим Земли. В целом можно считать, что очень медленное потепление в юре сменилось в раннем мелу небольшим похолоданием, затем значительным потеплением в конце раннего мела - первой половине позднего мела, а затем снова похолоданием в конце позднего мела (рис. 63, см. также [Royer et al., 2004]). Такую точку зрения на климатическую историю позднего мезозоя разделяют не все исследователи. Л. Фрейкс с соавт. [Frakes et al., 1992], основываясь на беглых, а частично не вполне достоверных, упоминаниях в литературе о сезонных ледовых отложениях и глендонитах, сильно переоценивают масштабы и длительность похолодания в начале мела. Они выделяют в середине позднего мезозоя глобальное климатическое подразделение самого крупного ранга - "прохладную моду" ("cool mode"), занимающую временной интервал от средней юры до нижнего мела включительно. Хотя эти авторы подчеркивают, что не предполагают наличия оледенений в данном интервале, "прохладная мода" мезозоя ставится ими в один ряд с позднедокембрийским, ранне- и позднепалеозойскими и позднекайнозойским ледниковыми периодами, которые тоже рассматриваются ими, как "прохладные моды". Более радикальную точку зрения развивает Г. Прайс [Price, 1999]. Он выделяет в позднем мезозое четыре или пять интервалов, возможно коротких*, с ледниковым или морозным полярным климатом в бат-байосе, титоне, валанжине, апте и возможно в плейнсбахе.

Он предполагает, что во время этих похолоданий возникали полярные шапки, размером около одной трети от современных. Эти представления не кажутся достаточно обоснованными. Особенно это касается юрских галечных аргиллитов. Уже отмечалось (гл. 2), что почти все местонахождения юрских галечных аргиллитов, указанные в работах Л. Фрейкса с соавт., особенно в работе Г. Прайса [Price, 1999], отнесены к ледовым отложениям, предположительно или имеют иной генезис. В них не было найдено никаких следов ледниковых отложений. Г. Прайс склонен включать в тиллиты все тиллоиды, все несортированные породы с галькой и конгломераты [Price, 1999]. Ледниковые условия он понимает тоже слишком широко, включая в них сезонное замерзание бассейнов. Из всех перечисленных Л. Фрейксом с соавт. и Г. Прайсом юрских месторождений сезонных ледовых отложений остается лишь Свердрупское, которое практически не описано (упомянуто в тезисах доклада) и, кроме того, датируется как позднеюрское-раннемеловое. Со стратиграфической привязкой рассеянных камней связано еще одно слабое место в построениях Л. Фрейкса с соавторами. Они обычно относят такие находки ко всему указанному стратиграфическому интервалу, даже если он из-за недостатка палеонтологических данных определен в очень широких пределах. В действительности рассеянные камни встречаются в отдельных пластах или пачках и достаточно редко. Они никак не характеризуют весь интервал целиком. Из приведенных данных видно, что убедительных геологических фактов считать среднюю и позднюю юру Арктики "прохладной" или, тем более, ледниковой нет. Этим представлениям противоречат и палеонтологические и геохимические факты. Следующие в средней и поздней юре одна за другой инвазии тетических форм аммонитов в Арктический бассейн указывают на его потепления в эти эпохи (рис. 63). В батском ярусе Шотландии по отолитам изотопно-кислородным методом определены палеотемпературы около 23°С [Patterson, 1999], что указывает на жаркий климат средних палеоширот. Напомним, что южная полярная область в средней и поздней юре также характеризовалась преимущественно умеренно-теплым [Pole, 1999; Thorn, 2001] и в меньшей степени умеренно-прохладным климатом, возможно с эпизодически возникавшими горными ледниками [Reesetal., 2000].

Что касается ледовых отложений раннего мела, то сезонный генезис раннемеловых ледовых отложений довольно убедительно доказал для Южной Австралии и [Frakes et al., 1995 и др.] и Шпицбергена [Hambrey et al., 1981 и др.] и возможен для галечных аргиллитов северо-восточной Аляски* [Detterman et al., 1975]. Палеонтологически эти местонахождения датируются ранним неокомом и поздним аптом - ранним альбом в южной Австралии [Frakes et al., 1995], поздним аптом - ранним альбом на Шпицбергене [Hambrey et al., 1981], неокомом на Северо-Востоке Аляски [Detterman et al., 1975].
Средненеокомское похолодание подтверждается изотопно-кислородными данными. В средних палеоширотах температуры верхнего слоя вод в раннем валанжине составляли 15 °С, в позднем валанжине - раннем готериве 11 °С, в позднем готериве 13 °С (юг Франции, белемниты [Van de Schootbragge et al., 2000]. Основываясь на детальных климатических кривых (в том числе на рис. 636), можно полагать, однако что неокомский и апт-альбский интервалы похолоданий были разделены потеплением в апте.
Приведенные данные показывают, что веских оснований обособлять средне- и поздне-юрскую эпохи, как холодные, и включать их в единую юрско-раннемеловую "прохладную моду" нет. Все три юрские эпохи характеризовались сходными климатическими осцилляциями, которые устанавливаются по проникновению тетической фауны в высокие широты [Захаров и др., 2002], также рис. 63л. Похолодания раннего мела по своим амплитудам и продолжительности тоже не выходили за рамки климатических осцилляции, хотя и выделяются среди них несколько большими амплитудами. Никаких фактов, указывающих, что с юрскими и меловыми осцилляциями были связаны оледенения, нет.

7.2. Иерархия климатических колебаний

Как уже отмечалось, палеоклиматические реконструкции, сделанные для веков мелового периода и тем более для эпох юрского периода [Rees et al., 2000], усредняют климатические изменения за достаточно большие интервалы времени и поэтому могут выявить лишь длительные климатические изменения - тренды. Более короткие климатические колебания устанавливаются главным образом при детальном изучении полных стратиграфических разрезов литологическими, палеонтологическими и геохимическими методами. Среди последних ведущую роль играет изотопно-кислородный метод. Количество и качество климатически важных палеонтологических и геохимических данных быстро уменьшается от верхнемеловых отложений к более древним. Соответственно уменьшается детальность и достоверность климатических реконструкций. Поэтому динамика климатических изменений сравнительно хорошо изучена сейчас в позднемеловую эпоху и в меньшей степени в раннемеловую, и еще хуже в юрском периоде.
Все климатические изменения в позднем мезозое (как и вообще в фанерозое) происходили в определенных пределах и через какое-то характерное время завершались возвратом к состоянию близкому к начальному. Поэтому все или почти все эти изменения климата в первом приближении можно рассматривать как климатические колебания разной периодичности [Чумаков, 1995J. Понятие периодичность используется здесь в широком смысле этого слова. В действительности эти колебания не были строго гармоническими и периодическими и, следовательно, не являлись линейными. Об этом свидетельствуют характер климатических временных рядов и отдельные бифуркации периодов колебаний, обнаруженные при спектрально-временном анализе некоторых мезокайнозойских климатических колебаний [Чумаков, Олейник, 2002]. Строго говоря, такие колебания следует называть самоподобными, подобными или квазипериодическими, но в данной работе, чтобы не усложнять изложение, мы, ограничившись этой оговоркой, будем называть их так, как они обычно именуются в геологической литературе: периодическими. Спектр периодов климатических колебаний в позднем мезозое был весьма широким: от десятков млн лет до десятков тысяч лет. Колебания разных периодов накладывались друг на друга, что в определенной степени затрудняет их анализ, в особенности при неравномерной изученности стратиграфических разрезов.
Длинные климатические колебания. Наиболее крупные климатические колебания в позднем мезозое имели периоды первые десятки млн лет. Эти колебания проявились, например, в Сибири потеплениями в раннем тоаре, во второй половине волжского века, в конце апта - начале альба, вблизи границы сеномана и турона, в сантонском - кампанском веках, а похолоданиями в аалене, позднем валанжине - раннем готериве, туроне-коньяке и конце кампана - маастрихте (рис. 63а, б, в). Периоды этих колебаний, которые отнесены к рангу длинных климатических колебаний [Чумаков, 1995], имели здесь продолжительность порядка 20-40 млн лет. Сходные по возврату и длительности крупные колебания устанавливаются в меловом периоде при глобальной сводке изотопно-кислородных палеотемператур [Frakes, 1999]. Судя по этим данным, амплитуды подобных колебаний в районе экватора составляли от 3° до 7°С, а в высоких широтах до 10°-15 °С (рис. 64).

По невошедшим в эту сводку новым изотопно-кислородным данным амплитуды крупных колебаний в средних северных широтах достигали в позднем мелу 10°-11 °С (о-ва Сахалин, Хоккайдо, раковины аммонитов) [Zakharov et al., 1999], а в средних южных широтах - около 3°-4 °С (Индийский океан, тонкая карбонатная фракция осадков) [Clarke, Jenkins, 1999]. Расхождения в двух последних случаях и в изотопно-кислородных определениях вообще связаны очевидно с разной природой анализируемого материала и рядом допущений при пересчете изотопных данных в палеотемпературы [Royer et al., 2004]. При этом могут использоваться разные методы пересчета, граничные условия и константы. В то же время, если этим методом получены временные ряды палеотемператур, то они, судя по ряду примеров, дают хорошее представление об относительных изменениях температур и, до некоторой степени, об амплитудах их изменений, в особенности, если определения сделаны по сходному материалу и при сходных допущениях.
Среднепериодические климатические колебания. Детальное изучение ряда интервалов юры и позднего мела показывает, что длинные колебания климата осложнялись осцилляциями с периодами несколько млн лет. Последние квалифицируются как среднепериодические (или средние климатические колебания). Примером таких колебаний в юрский период могут быть чередующиеся инвазии тетических и бореальных форм фауны в Западносибирский бассейн (рис. 63л). В позднем мелу они выявляются по изменению изотопно-кислородных палеотемператур в разрезах отдельных районов [Zakharov et al., 1999; Clarke, Jenkins, 1999], рис. 63е, з] и при глобальных обобщениях [Frakes, 1999; Barrera, Savin, 1999]. В средних широтах северного полушария амплитуды средних климатических колебаний составляли 2°-5 °С (Дальний Восток, раковины аммонитов, кампан-турон), а в южных средних палеоширотах от 0,5° до 2,5 °С (Индийский океан, тонкая карбонатная фракция, апт-кампан). Сводные работы свидетельствуют о небольших амплитудах среднепериоди-ческих колебаний в низких широтах (2°-3 °С) и значительных (5°-15 °С) в высоких широтах (рис. 64).
Эти данные хорошо согласуются с представлениями о большой чувствительности высоких широт к климатическим изменениям. Синхронные кампан-маастрихтские среднепериодические колебания температур с амплитудой 4°-6°С зафиксированы также в глубинных водах основных океанов [Ваггега, Savin, 1999]. Необходимо подчеркнуть, что в отличие от поверхностных вод, в глубинных водах океанов палеотемпературы и амплитуды их колебаний мало зависели от широты. Следовательно, глубинные воды океанов в конце мела были столь же однородными, как ныне, но значительно более теплыми, даже, если учитывать сильное маастрихтское похолодание (5°-11 °С - в маастрихте, против 1°-3 °С сейчас). Эти данные еще раз подтверждают представление о том, что температуры глубинных вод определяются температурами полярных районов.
Приведенные выше данные свидетельствуют об очень значительных амплитудах среднепериодических колебаний в меловой период. По своим величинам они сопоставимы с климатическими колебаниями плейстоцена, но в отличие от последних происходили в области положительных температур и не приводили к оледенениям. Среднепериодическим климатическим колебаниям долгое время не придавалось существенного значения. На большинстве общих климатических кривых они сглаживались, а при палеоклиматических реконструкциях и математическом моделировании климатов не учитывались. Между тем численно они составляют основной фон (более 50%) климатических колебаний крупнее миланковичских [Чумаков, 1995] и, как следует из приведенных выше материалов, с ними связаны очень значительные температурные осцилляции.
Короткие климатические колебания. В настоящее время многочисленными исследованиями установлено, что в позднем мезозое во многих геологических процессах, связанных с климатом, проявлялись колебания с периодами первые сотни и десятки тысяч лет, близкие по длительности к орбитальным вариациям и вариациям угла наклона оси Земли [Larson et al., 1993; Mutterlose, Ruffell, 1999; Waterhouse, 1999 и др.]. Обычно эти колебания именуются миланковичскими климатическими колебаниями. Эти колебания, которые отнесены к разряду коротких [Чумаков, 1995], проявлялись в мезозое не столь выразительно, как в ледниковые периоды, но также находили отражение на разных широтах в геологических процессах, главным образом, седиментационных, биологических, геохимических и эвстатических [Gale et al., 2002]. Например, в чередовании то более, то менее карбонатных сланцев в альб-сеноманских пелагических осадках тропических широт, обнаруживается набор миланковичских циклов в 19, 23 и около 100 тыс. лет. Связь цикла в 100 тыс. лет с температурными колебаниями устанавливается изотопно-кислородным методом, который выявил колебания с периодами около 100-140 тыс. лет и амплитудами до 5 °С по планктонным фораминиферам и менее 1,5 °С по бентосным фораминиферам [Wilson, Norris, 2001]. В позднемеловых пелагических осадках южной Атлантики устанавливается цикличность в 20,4, 22,0, 95 и 404, 2000 и 2800 тыс. лет, которая, по мнению авторов этих исследований, отражает климатические колебания, связанные с орбитальными вариациями, прецессионными и экцентриситета [Herbert et al., 1999]. Следует заметить, что два последних периода по своей длительности относятся к рангу среднепериодических и их связь с орбитальными вариациями требует дополнительного обсуждения.
Среди коротких климатических колебаний в позднем мезозое обнаружены также кратковременные и резкие потепления и похолодания, подобные тем, которые установили по бентосным и планктонным фораминиферам для глубинных и поверхностных вод средних и высоких широт в палеогене [Zachos et al., 1993]. Эти колебания, которые были названы "кратковременными" или "мимолётными" климатами ("transient climates"), начинались внезапно, а заканчивались более постепенно. Температуры при этом возвращались к близким, но не тождественным исходным значениям. Предполагается, что "кратковременные" климаты в палеогене были связаны с нарушениями неустойчивого равновесия климатической системы Земли в результате пересечения этой системой неких порогов и переходе в новое состояние. Это предположение не очень согласуется с тем, что в разобранных случаях "кратковременные климаты" были связаны не со сменой состояний, а с интервалами постепенного изменения температур [Zachos et al., 1993]. "Кратковременное" сильное потепление в позднем палеоцене произошло на фоне постепенного общего нарастания температур, а "кратковременное" резкое похолодание в раннем олигоцене - на фоне постепенного снижения температур. Поэтому естественнее предположить, что "кратковременные" климаты не были связаны с переходом климатической системы Земли в новое состояние, а были результатом пересечения порогов, за которыми в биосфере включались какие-то процессы с сильными обратными положительными связями, которые затем постепенно компенсировались или исчерпывались. Продолжительность существования "кратковременных" климатов оценивается Д. Захос с соавт. в 100-200 тыс. лет. Этот интервал соизмерим с наименьшим периодом вариаций эксцентриситета орбиты Земли, т.е. с теми вариациями, которые среди серии миланковичских колебаний сильнее всего влияли на климат в плейстоцене. Во время "кратковременного" потепления позднего палеоцена температура в тропиках, по мнению Д. Захос с соавт., оставалась неизменной, а в высоких широтах возросла на 5°-6 °С, т.е. на величину того же порядка, какой оценивается все длительное потепление позднего палеоцена - раннего эоцена. "Кратковременное" похолодание раннего олигоцена, судя по этим же данным, имело амплитуду около 3 °С и составляло меньше половины общего похолодания, длившегося с раннего эоцена до позднего олигоцена.
В позднем мезозое к "кратковременным" климатам, очевидно, относится кратковременное потепление в конце Маастрихта. Его длительность оценивается в 200 тыс. лет, а амплитуда в глубинных водах ряда океанов - в 3°-4 °С [Barrera, Savin, 1999]. Возможно, к "кратковременным" климатам относятся также короткие похолодания ("cool snaps"), предполагаемые в кампане и Маастрихте Р. Динглом и М. Лавеллом [Dingle, Lavelle, 1998]. Не исключено, что аналогом палеоценового "кратковременного" потепления может оказаться очень резкое и крупное потепление в конце сеномана - начале турона [Frakes, 1999]. Сейчас длительность этого потепления точно не определена, но по ряду параметров это потепление сходно с позднепалеоценовым. Г. Прайс [Price, 1999] не исключает, что пять выделяемых им холодных интервалов в юре и раннем мелу тоже представляют короткие резкие похолодания ("snaps"), т.е. являются одной из разновидностей коротких климатических колебаний.
Синхронность и синфазность климатических колебаний. При сравнении разных климатических кривых позднего мезозоя (рис. 63 и 64) обращает на себя внимание общность главного температурного тренда в различных широтных поясах и в противоположных полушариях Земли. В хорошо изученных интервалах позднего мела явная синхронность и синфазность отмечается также для длинных и средних климатических колебаний. Естественно, что амплитуды этих колебаний уменьшаются от высоких к низким широтам (рис. 64). Несовпадения между климатическими кривыми на рис. 63 объясняются неравномерным распределением палеоклиматических данных на разных участках этих кривых и обусловлены главным образом различной изученностью разрезов. Поэтому на одних кривых и в одних интервалах были выделены более короткие климатические колебания, а на других они были пропущены из-за отсутствия подходящего каменного или палеонтологического материала, наличия стратиграфических перерывов или неравномерного отбора образцов. Определенную роль играет также разная точность стратиграфических привязок, которая обычно ниже в более древних и континентальных отложениях.
Сказанное относится главным образом к температурным условиям на поверхности суши и океанов. В океанах с глубиной температура снижалась, климатические колебания несколько ослабевали и почти не зависели от широты местности, хотя, как показывают последние исследования, амплитуды их колебаний в позднем мелу все же были значительны [Huber et al., 2002]. Из этих исследований следует также, что широтный температурный градиент в позднем мелу был значительно меньше, чем ныне. Кроме того, хотя повышения и понижения температур на поверхности океанов на разных широтах были разными по величине, происходили они одновременно. Последнее обстоятельство указывает на то, что изменения температур было глобальным и что их причиной было не просто перераспределение тепла в биосфере, как часто думают, а изменение теплового баланса поверхности Земли [Чумаков, 1995].
Региональные климатические колебания. Рассмотренные выше колебания устанавливаются в удаленных друг от друга регионах, что указывает на глобальные или субглобальные их масштабы. Несомненно, что в позднем мезозое имели достаточно широкое распространение также региональные климатические колебания. В их основе лежали макрогеогра-фические факторы (изменение положения, размеров и конфигурации материков, морей и океанов, их орографии, океанских течений, а также ландшафтов), которые порождали региональное перераспределение тепла и влаги в биосфере. Одним из примеров региональных климатических колебаний в прошлом может служить туронско-коньякское потепление на Аляске, произошедшее в результате открытия и расширения предкордильерского пролива ("Западного водного пути"), и относительное похолодание в Северо-Восточной Азии из-за закрытия пролива между Азией и Аляской [Спайсер, Герман, 1998].
Динамичность мезозойского климата. Приведенные выше новые данные свидетельствуют о том, что представления о большой устойчивости мезозойского климата (и, очевидно, вообще безледникового климата) оказались сильно упрощенными. История безледниковых периодов оказалась на много сложнее, чем представлялось ранее [Величко, 1987; 1999; Чумаков, 1995 и др.]. Ранее считали, что для подобного климата типичны сравнительно небольшие амплитуды колебаний и короткие климатические колебания имели меньшие амплитуды по сравнению с длинными. Более детальные исследования показывают, что размах колебаний даже при возникновении "кратковременных климатов" сопоставим, а временами даже превышал амплитуды длинных. Роль процессов с положительными обратными связями была в изменениях климата, по-видимому, значительно большей, чем предполагалось. В настоящее время трудно говорить просто об устойчивости безледниковой климатической системы. Она была более устойчивой только по сравнению ледниковой климатической системой. Главные различия между ними состояли, очевидно, в том, что в мезозое при колебаниях любых рангов и амплитуд климатическая система Земли не пересекала порога, за которым начинались оледенения.

7.3. Возможные причины климатических изменений

Изложенные выше данные показывают, что главными климатическими событиями позднего мезозоя были осложненное многочисленными осцилляциями общее потепление биосферы и прогрессивная гумидизация суши.
Сопоставление изложенных выше и общих историко-геологических данных дает основание предположить следующий сценарий этих событий. Мезозойское потепление началось еще в самом раннем триасе (см. гл. 12). Первоначальной его причиной было, очевидно, затухание эксплозивного вулканизма, что повлекло за собой увеличение прозрачности атмосферы и поступающей на поверхность Земли солнечной радиации. Произошедшие вблизи границы перми и триаса вспышки мантийно-плюмового вулканизма (базальты Емейшань, траппы Сибири), увеличили содержание в атмосфере CO₂ сократили тепловые потери Земли. Потепление, вызванное этими событиями, привело к разрушению психросферы и залежей газогидратов, а также их дегазации. Это резко увеличило содержание парниковых газов в атмосфере [Чумаков, 2001], Параллельно в результате завершающей пфальцкой фазы герцинского тектогенеза, интенсивного горо- и гранитообразования и сопровождающего их регионального метаморфизма начались метаморфизм и эрозия осадочных толщ орогенов, окисление рассеянного в них углерода и его скоплений, а также метаморфогенное разложение карбонатов в карбонатно-терригенных толщах. Это явилось еще одним источником CO₂ в атмосфере. По геохимическим балансовым оценкам количество только CO₂ в атмосфере возросло в это время в несколько раз [Berner, Kothalava, 2001]. Высокое содержание CO₂ в атмосфере, несколько колеблясь, сохранялось в течение всего мезозоя. Дополнительный парниковый эффект создавался в это время водяными парами, количество которых в атмосфере должно было существенно возрасти в связи с повышением температуры океанов и усилением испарения. Водяные пары наряду с циркуляцией теплых вод в океанах [Haupt, Seidov, 2001] обеспечивали в течение мезозоя более интенсивный тепловой обмен между низкими широтами, которые имеют положительный тепловой баланс, и высокими широтами, которые имеют отрицательный тепловой баланс. Сокращению отрицательного теплового баланса высоких широт способствовал также появившийся здесь в результате потепления в мезозое богатый растительный покров. Он снижал альбедо суши, особенно эффективно в случае лесных ландшафтов. Последние существенно снижали альбедо даже зимнего снежного покрова.
Теплый .безледниковый климат, осложненный рядом похолоданий и потеплений, продолжал сохраняться на протяжении всего мезозоя. В юрском периоде высокие широты характеризовались прохладно-умеренным и тепло-умеренным климатами [Rees et al., 2000]. В меловой период в высоких широтах немного потеплело и умеренно-теплый климат стал преобладать. На его фоне в раннем мелу происходили эпизодические похолодания. Похолодания неокома произошли на фоне некоторого усиления надсубдукционного вулканизма [Хаин, Сеславинский, 1994], для которого, как известно, характерен эксплозивный тип извержений. Сильное, осложненное значительными осцилляциями новое потепление началось в середине мелового периода. Оно совпало с длительным апт-ранне-кампанским многовершинным максимумом мантийно-плюмового вулканизма в океанах [Добрецов, 1999] и новым среднемеловым максимумом гранитообразования [Хаин, Сеславинский, 1994]. Эти события и все еще высокое содержание CO₂ в атмосфере были очевидно причинами данного потепления. С одним из пиков вулканизма, а именно с излияниями базальтов в Карибско-Колумбийском регионе, Индийском и Тихом океанах, совпали сильное потепление [Frakes, 1999; Wilson, Norris et al., 2002 и др.], глобальные аноксическое и биотическое события на границы сеномана и турона [Kauffman, Hart, 1995]. Затухание мантийно-плюмового вулканизма и ослабление процессов гранитообразования к конце мела, наряду с ростом эксплозивного вулканизма могли быть причинами общего маастрихтского похолодания. На его фоне, почти в самом конце века, обнаруживаются кратковременные потепления [Zachos et al., 1993; Zakharov et al., 1999; Frakes, 1999]. Длительность последнего из них оценивается в 200 тыс. лет, а амплитуда в 3°-4 °С [Barrera, Savin, 1999]. Предположительно оно связывается с главной фазой излияния деканских трапов [Barrera, Savin, 1999; Wignall, 2001] и могло усиливаться, судя по продолжительности, орбитальными вариациями.
Гумидизация суши в позднем мезозое обуславливалась тремя глобальными процессами. Во-первых, распадом суперконтинента Пангеи, сначала на Гондвану и Лавразию, а затем распадом Гондваны на более мелкие континенты. Площадь континентов при этом уменьшалась, а вновь образованные океаны становились дополнительными источниками влаги. Наиболее значительная гумидизация, сопровождавшаяся перестройкой климатической зональности, совпала с распадом Западной Гандваны и открытием Южно-Атлантического океана в альбе. Это событие, по-видимому, обусловило появление и последующее расширение экваториального гумидного пояса [Жарков и др., 1995; Чумаков и др., 1995]. До этого ни в юре [Rees et al., 2000], ни в раннем мелу [Чумаков и др., 1995; Жарков и др., 1998а] влажного экваториального пояса не существовало. В юре в низких широтах предполагается развитие муссонного климата, а в раннем мелу - аридного. Круглогодичное увлажнение в этих поясах было узколокальным и его признаки отмечаются лишь на морских побережьях. Имеются в виду угленосные отложения в ранней юре на северо-западе Южной Америки, в средней и поздней юре на севере Африки, в барреме на северо-востоке Аравийской плиты. В последнем районе, кроме того, известны бокситы и континентальные железорудные образования (см. рис. 27, см. вклейку II).
Вторым процессом, способствовавшим общей гумидизации суши было устойчивое повышение уровня океана, которое осложнялось осцилляциями второго и третьего порядка и достигло своего максимума в туроне [Haq et al., 1987]. Медленное его снижение стало заметным лишь с конца кампана. В результате повышения уровня океана к середине мела, в той или иной мере были затоплены окраины всех континентов, и образовался ряд внутриконтинентальных морей и крупных проливов, особенно значительных в северном полушарии ([Жарков и др., 1995; 19986]; см. гл. 3 и 5). Эти бассейны стали дополнительными источниками влаги.
Третьим процессом, усилившим поступление влаги на континенты, было потепление океанов, которое увеличило испарение и перенос влаги и тепла атмосферой. Как уже было отмечено, по модельным оценкам испарение на Земле возросло на 10%.

Литература

Величко А.А. Структура термических изменений палеоклиматов мезокайнозоя по материалам изучения Восточной Европы // Климаты Земли в геологическом прошлом. М.: Наука, 1987. С. 5 - 43.
Величко А.А. (ред.). Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет. М.: Геос, 1999. С. 43-83.
Величко А.А., Захаров В.А., Лаухин С.А., Чумаков Н.М. О периодичности климатических колебаний в фанерозое // Экосистемные перестройки и эволюция биосферы. М.: Недра, 1994. Вып. 1. С. 109-113.
Голъберт А.В. Основы региональной палеоклиматологии. М.: Недра, 1987.
Добрецов Н.Л. Правильная периодичность глауко-фансланцевого метаморфизма: Иллюзия или правильная закономерность // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. С. 430-459.
Жарков М.А., Мурдмаа И.О., Филатова Н.И. Палеогеография середины мелового периода // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 3. С. 15-41.
Жарков М.А., Мурдмаа И.О., Филатова Н.И. Палеогеография берриас-берремского веков раннего мела // Там же. 1998а. № 1. С. 49-72.
Жарков М.А., Мурдмаа И.О., Филатова Н.И. Палеогеография коньяк-маастрихтского времени позднего мела // Там же. 19986. № 3. С. 3-16.
Захаров В.А., Шурыгин Б.Н., Курушин Н.И. и др. Мезозойский океан в Арктике: Палеонтологические свидетельства // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 2. С. 155-181.
Крашенинников В А., Лебедев Е.Л., Басов И.А. О глобальных изменениях климата в альбское-позднемеловое время // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990. № 5. С. 3-13.
Спайсер Р.Э., Герман А.Б. Меловой климат Азии и Аляски: Сравнение палеоботанических свидетельств с компьютерной моделью // Палеонтол. журн. 1998. № 2. С.3-18.
Хаин В.Е., Сеславинский К.Б. Глобальные ритмы в фанерозойской эндогенной активности Земли // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1994. Т. 2, № 6. С. 40-63.
Чумаков Н.М. Климатические колебания и биотические события // Геология и геофизика. 1995. Т. 36, № 8. С. 30-39.
Чумаков Н.М. Периодичность главных ледниковых событий и их корреляция с эндогенной активностью Земли//Докл. РАН. 2001. Т. 378, № 5. С. 656-659.
Чумаков М.А., Жарков М.А., Герман А.Б. и др. Климатические пояса в середине мелового периода // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 3. С. 42-63.
Чумаков Н.М., Олейник О.В. Ритмичность климатических изменений в фанерозое и венде // Атлас временных вариаций природных, антропогенных и социальных процессов. М: Янус-К, 2002. Т. 3. С. 316-321.
Barrera Е., Savin S.M. Evolution of Campanian-Maastrichtian marine climates and oceans. Wash. (D.C.): Geol. Soc. Amer., 1999. 332 p.
Berner R.A., Kothavala Z. Geocarb III: revised model of atmospheris CO₂ over Phanerozois time // Amer. J. Sci. 2001. Vol. 301, N2. P. 182-204.
Clarke LJ., Jenkyns H.C. New oxyden isotope evidence for long-term Cretaceous climatic change in the Southern Hemisphere // Geology. 1999. Vol. 27, N 8. P. 699-702.
Detterman R.L., Reiser H.N., Brosge W.P., Dutro J.T. Post-Carboniferous stratigraphy, Northeastern Alaska // US Geol. Surv. Prof. Pap. 1975. N 886. P. 1-46.
Dingle R.V., Lavelle M. Late Cretaceous-Genozois climatic variations of the Northern Antarctic Peninsula: New geochemical evidence and review // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1998. Vol. 141. P. 215-232.
Ditchfield P.W., Marshall J.D., Pirre D. High latitude palaeotemperature variation: New data from the Tithonian to Eocene of James Ross Island, Antarctica // Ibid. 1994. Vol. 107, N 1/2. P. 79-101.
Douglas J.G., Woodruff F. Deep sea bentic foraminifera // The sea. N.Y.: Wiley, 1981. Vol. 7. P. 1233-1327.
Fot'janova L.I., Serova M.Ya. Comparision of palaeocli-matic data based on plant and foramimferal evidence from the Cenozoic of Northeast Asia (Koryak Hills, Kamchatka) // Cenozoic plants and climates of the Arctic. В.; Heidelberg: Springer, 1994. P. 107-113. (NATO ASI Ser.; Vol. 127).
Frakes L.A. Estimation the global chermal state from Cretaceous sea surface and continental temperature data // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 1999. P. 49-57.
Frakes L.A., Alley N.F., Deynoux M. Early Cretaceous ice rafting and climate zonation in Australia // Intern. Geol. Rev. 1995. Vol. 37. P. 567-583.
Frakes LA., Francis J.E., Syrtus J.I. Climate modes of the Phanerozouc. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1992. 274 p.
Gale A.S., Hardenbol J., Hathway B. et al. Global correlation of Cenomanian (Upper Cretaceous) sequences: Evidence for Milankovitch control on sea level // Geology. 2002. Vol. 30, N 4. P. 291-294.
Hambrey M.J., Harland W.B., Chumakov N.M. et al. (ed.). Earth's Pre-Pleistocene glacial record. Cambridge: Cambridge. Univ. press, 1981. 1004 p.
Haq B.U., Hardenbol J., Vail P.R. Chronolgy of fluctuating sea levels since the Triassic (250 million years ago to present)//Science. 1987. Vol. 235. P. 1156-1167.
Haupt B.J., Seidov D. Warn deep-water ocean conveyor during Cretaceous time // Geology. 2001. Vol. 29, N 4. P. 295-298.
Herbert Т.О., Gee J., Di Donna S. Processional cycles in Upper Cretaceous pelagic sediments of the South Atlantic: Long-term patterns from high-frequence climate variations // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 1999. N 332. P. 105-118.
Huber B.T., Morris R.D., MacLeod K.G. Deep-sea paleotemperature record of extreme warmth during the Cretaceous // Geology. 2002. Vol. 30, N 2. P. 123-126.
Kauffman E.G., Hart M.B. Cretaceous bio-events // Global events and event stratigraphy in Phanerozoic / Ed. O.H. Walliser. В.: Springer, 1995. P. 285-312.
Larson R.L., Fisher A.G., Erba E., Premoli Silva I. (ed.). Apricore-Albicore: A workshop report on global events and rhythms of the Mid-Cretaceous, 4-9 Oct., 1992. Perugia, 1993. 56 p.
Mutterlose J., Ruffell A. Milankovitch-scale palaeoclimate changes in pale-dark bedding rhythms from the Early Cretaceous (Hauterivian and Barremian) of Eastern England and Northern Germany // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1999. Vol. 154. P. 133-160.
Patterson W.P. Oldest isotopically characterized fish otoliths provide insight to Jurassic continental climate of Europe // Geology. 1999, Vol. 27, N 3. P. 199-202.
Pole M. Structure of a near-polar latitude forest from the New Zealand Jurassic // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1999. Vol. 147. P. 121-139.
Price G.D. The evidence and implications of polar ice during the Mesozoic // Earth Sci. Rev. 1999. Vol. 48. P. 183-210.
Rees PA., Ziegler A.M., Valdes P.J. Jurassis phytogeography and climates: New data and model comparisions // Warm climates in Earth history / Ed. B.T. Huber et al. Cambridge: Cambridge. Univ. press, 2000. P. 449.
Royer D.L., Berner R A., Montanez I.P. et al. CO₂ as a primary driver of Phanerozoic climate // GSA Today. 2004 (in press).
Thorn V. Vegetation communities of a high palaeolatitude Middle Jurassis forest in New Zealand // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2001. Vol. 168, N 15. P. 273-289.
Van de Schootbrugge В., Follmi K.B., Bulot L.G. et al. Paleoceanographic changes during the Early Cretaceous (Valanginian-Hauterivian): Evidence from oxygen and carbon stable isotopes // Earth and Planet. Sci. Lett. 2000. Vol. 181, N 30. P. 15-31.
Waterhouse H.K. Obrital forcing of palynofacies in the Jurassic of France and the United Kingdom // Geology. 1999. Vol. 27, N6. P. 511-514.
Wignall P.B. Large igneous provinces and mass extinctions // Earth Sci. Rev. 2001. Vol. 53. P. 1-33.
Wilson P.A., Norris R.D. Warm tropical ocean surface and global anoxia during the Mid-Cretaceous period // Nature. 2001. Vol. 412, N 26. P. 425-428.
Wilson PA., Norris R.D., Cooper M.J. Testing the Cretaceous greenhouse hypothesis using glassy foramimferal calicite from core of the Turonian tropics on Demerara Rise // Geology. 2002. Vol. 30, N 7. P. 607-610.
Zachos J., Lohmann K.C., Walker J.C.G., Wise W. Abrupt climate change and transient climate during the Paleogene: A marine perspective // J. Geol. 1993. Vol. 101, N 2. P. 191-213.
Zakharov Y.D., Boriskina N.G., Ignatyev A.V. et al. Palaeotemperature curve for the Late Cretaceous of the Northwestern circum-Pacific // Cretaceous Res. 1999. Vol. 20. P. 685-697.

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение (Н.М. Чумаков)....................................................................................................................................... 5
Часть I
ЭПОХА ПЕРЕХОДА ОТ ТЁПЛОЙ К ХОЛОДНОЙ БИОСФЕРЕ: КЛИМАТ ПАЛЕОГЕНА
Глава 1. Климат Земного шара в палеоцене и эоцене по данным палеоботаники (М.Л. Ахметьев)............. 10
Часть II
КЛИМАТ И ПЕРЕСТРОЙКИ В ТЁПЛОЙ БИОСФЕРЕ (МЕЛ, ЮРА)
Глава 2. Общий обзор позднемезозойского климата и событий (Н.М. Чумаков)............................................ 44
Глава 3. Палеогеографические перестройки и седиментация мелового периода
(М.А. Жарков, И.О. Мурдмаа, Н.И. Филатова).................................................................................................... 52
Глава 4. Количественные палеоботанические данные о позднемеловом климате
Евразии и Аляски (А.Б. Герман)............................................................................................................................ 88
Глава 5. Климатическая зональность и климат мелового периода (Н.М. Чумаков)......................................... 105
Глава 6. Глобальная экспансия планктонных фораминифер: триас, юра, мел
(К.И. Кузнецова, О.А. Корчагин).......................................................................................................................... 124
Глава 7. Динамика и возможные причины климатических изменений в позднем мезозое
(Н.М. Чумаков)........................................................................................................................................................ 149
Часть III
ЭПОХА ПЕРЕХОДА ОТ ХОЛОДНОЙ К ТЁПЛОЙ БИОСФЕРЕ (ПЕРМЬ И РАННИЙ ТРИАС)
Глава 8. Палеогеографические перестройки и обстановки седиментации в перми и раннем
триасе (М.Л. Жарков).............................................................................................................................................. 158
Глава 9. Палеобиогеография пермских фузулинид (Э.Я. Левен)........................................................................ 181
Глава 10. Палеофитогеография пермского периода (С.В. Наугольных)............................................................. 194
Глава 11. Палеопочвы перми и раннего триаса (С.В. Наугольных)................................................................... 221
Глава 12. Климат и климатическая зональность перми и раннего триаса (Н.М. Чумаков)............................. 230
Часть IV
ГЛАВНЫЕ КЛИМАТИЧЕСКИЕ И БИОСФЕРНЫЕ СОБЫТИЯ ПОЗДНЕГО ДОКЕМБРИЯ
Глава 13. Ледниковый и безледниковый климат в докембрии (Н.М. Чумаков)............................................... 259
Глава 14. Проблема климатической зональности в позднем докембрии. Климат и биосферные
события (Н.М. Чумаков, В.Н. Сергеев)................................................................................................................. 271
Заключение (Н.М. Чумаков)................................................................................................................................ 290
Conclusion............................................................................................................................................................... 296