С начала мезозойской эры, точнее с индского века, на Земле установился
безледниковый климат (см. Часть III) и началась сибирская термоэра, охватывавшая
весь
мезозой и первую половину палеогена [Чумаков, 1984]. Соответственно, в течение
этого
длительного интервала геологической истории биосфера находилась в теплом
состоянии. Мы рассмотрим особенности климата и перестройки в теплой биосфере
на примере
юры и мела. Данный интервал геологической истории, особенно меловой период,
достаточно хорошо изучен и с ним связаны многие абиотические и биотические
события разного ранга. Здесь мы перечислим лишь самые крупные из них. Глобальное
значение имели палеогеографические перестройки [Golonka et al., 1994; Smith
et al., 1994 и др.]. В начале верхней юры (келловее) начался прогрессивный
распад суперконтинента Пангея, который до этого просуществовал более 160
млн лет. Сначала Пангея разделилась на Гондвану и Лавразию и между ними образовалась
центральная часть будущего Атлантического океана, соединившаяся на востоке
с океаном Мезотетис, а на западе через пролив с Тихим океаном. В результате
возник сквозной морской проход, который постепенно расширялся и, по-видимому,
к позднему мелу стал океаническим. Также в поздней юре начали обособляться
Западная и Восточная Гондваны, которые окончательно разъединились в неокоме.
В альбе Западная Гондвана распалась на Южную Америку и Африку и открылась
южная
часть Атлантического океана. Одновременно или чуть ранее от Восточной Гондваны
откололась Индия и
между ними стал формироваться новый Индийский океан. Вновь образованные
океаны в позднемеловую эпоху продолжали расширяться. Этот процесс, особенно
с аптского
века, сопровождался очень интенсивным спредингом в океанах и двумя фазами
тектонических деформаций на континентах -позднекиммерийской и австрийской.
Обе фазы сопровождались
значительным усилением процессов гранитообразования и регионального метаморфизма.
Особенно мощное формирование гранитов последовало за австрийской фазой
[Хаин, Сеславинский, 1994]. Почти одновременно произошла вспышка мантийно-плюмового
магматизма с двумя максимумами [Larson et al., 1993; Добрецов, 1999]. Уровень
океана на фоне этих событий постепенно повышался. Непрерывно осциллируя,
он
от низкого триасового уровня достиг к середине мела своего максимума (который
оценивается в +250 м выше современного [Larson et al., 1993], а иногда
и выше). Крупные события фиксируются с апт-альба в вертикальной структуре
океанов [Huber
et al., 2002]. В это время произошло сильное потепление глубинных вод и
связанная с ним аноксия. Потепление глубинных вод, по-видимому, достигшее
своего максимума
в сеномане — туроне, в кампане сменилось похолоданием. В результате распада
Пангеи и эвстатического повышения уровня океана, в конце мелового периода
на Земле образовалось несколько сравнительно небольших разрозненных массивов
суши.
Медленное эвстатическое понижение уровня моря началось в конце мела.
Среди биотических событий позднего мезозоя в морской биоте своим крупным
масштабом выделяются экспансия планктонных организмов, в частности фораминифер
(см. гл.
5), и массовые вымирания на границе мела и палеогена, а также на границе
триаса и юры. Помимо того, в морской биоте отмечается четыре менее значительных
вымирания
("второго порядка") на границе юры и мела, в конце апта, на нижней
и верхней границах турона и около десятка еще более мелких биотических
событий [Walliser, 1995]. Главными биотическими событиями на суше были
бурная экспансия
покрытосеменных растений в середине мела и вымирание динозавров в его конце.
На фоне этих крупных палеогеографических и биотических событий, климатические
изменения в течение мезозоя были более умеренными. Хотя на протяжении этой
эры устанавливаются заметные климатические колебания [Величко и др., 1994,
Frakes, 1999], которые сопровождались перестройкой климатической зональности
[Чумаков и др., 1995], все они не выходили за пределы области положительных
температур. Прямых свидетельств сильных длительных похолоданий и тем более
оледенений на Земле нигде обнаружено не было.
Предположения ряда исследователей о мезозойских оледенениях, целиком основаны
на косвенных разнородных фактах, которые можно разделить на следующие группы:
1) присутствие рассеянных камней в сравнительно тонкозернистых отложениях
("дропстоунов");
2) присутствие глендонитов; 3) быстрые колебания уровня моря, которым приписывается
гляциоэвстатическая природа, в особенности, если они сопровождались 4)
соответствующими изменениями d18O и других изотопных соотношений.
Кратко рассмотрим реальное значение аргументов, приводимых в пользу мезозойских
оледенений.
1. Рассеянные камни, встречающиеся в тонкозернистых отложениях от средней
юры до конца позднего мела, имеют ограниченное распространение и очень
различное
происхождение.
Чаще всего встречаются и упоминаются камни, разнесенные сезонными льдами.
Именно так объясняют почти все исследователи наличие отложений с дропстоунами
в высоких
мезозойских широтах: на Шпицбергене, на Северо-Востоке Евразии, севере
Северной Америки и в Австралии [Эпштейн, 1977; Hambrey et al., 1981; Frakes,
Francis,
1988; Frakes et al., 1995 и др.]. В русской литературе для обозначения
подобных отложений давно введено и получило распространение специальное
понятие - ледовые
отложения [Лисицин, 1961; 1994]. За исключением Австралии, ледовые
отложения в мезозойских разрезах встречаются достаточно редко и локально.
Лишь в
единичных случаях они образуют небольшие пачки. Обычно - это тонкие пласты
или гнезда,
что свидетельствует о эпизодических и коротких похолоданиях. Указание на
присутствие на Неро-Колымском водоразделе в раннем оксфорде - позднем
келловеи многочисленных
и довольно мощных (до 70-90 м) пачек ледово-морских отложений [Эпштейн,
1977] не подтвердилось. Эти пачки оказались горизонтами типичных подводно-оползневых
брекчий в разрезе флишоидного характера [Chumakov, Frakes, 1997]. Судя
по первичным
полевым описаниям, сходную природу имеют рассеянные камни, изредка встречающиеся
в юрских вулканогенно-осадочных отложениях бассейна р. Б. Анюй, правого
нижнего притока р. Колымы.
В настоящее время сезонный припай и ледовый покров регулярно формируется
на морях, озерах и реках умеренного климатического пояса вплоть до 45°
с. ш. Эти
широты, как правило, характеризуются положительными среднегодовыми температурами
(от >0 до +4°— +6 °С). Средние температуры самого холодного месяца могут
составлять здесь -2°-5 °С или ниже, но температуры самого теплого месяца
достигают +5°— +15 °С. Поскольку и территориальное, и стратиграфическое
распространение ледовых фаций в мезозое Арктики было незначительным, можно
предполагать,
что
здесь в общем преобладали температуры более высокие, чем указанные, и только
временами они падали ниже этих пределов. Как станет ясно далее, приведенные
оценки, в общем, вписываются в пределы температур, которые получены на
основании других методов.
Часть мезозойских дропстоунов была результатом биогенного разноса. Он,
как известно, осуществляется плавником, водорослями и некоторыми животными,
главным
образом, рептилиями в виде гастролитов. Биогенный перенос камней обосновывается
рядом исследователей для меловых отложений Англии [Hawkes, 1951; Чумаков,
1998], Германии [Ernst, 1996], Шпицбергена [Birkenmajer et al., 1972] и
Австралии [Markwick, 1996]. На реальность таких предположений и довольно
частое распространение
в мезозое процессов биогенного разноса указывает и то, что в первых двух
случаях
дропстоуны встречаются в средних палеоширотах, характеризовавшихся весьма
теплым климатом. Редкий, хорошо окатанный гравий и отдельные мелкие гальки,
изредко
встречающиеся в нижнемеловых сланцах Олойского прогиба (р. Умкувием), судя
по первичным полевым описаниям, тоже явно имели биогенное происхождение.
Об этом в первую очередь свидетельствуют спорадичность, ничтожная концентрация
(<0,001%) и малые размеры камней. Перенос грубообломочного материала
сезонными льдами обычно характеризуется значительно большими масштабами,
регулярностью
и предельными размерами камней. Концентрация камней в современных ледовых
отложениях на два-три порядка выше и колеблется от 0,1-3% [Лисицин, 1994].
Из сказанного следует, что климатическая интерпретация любых дропстоунов
и в том числе следов сезонного ледового разноса требует определенной осторожности.
Очень важно различать между собой сезонные ледовые отложения, отложения
айсбергов, следы биогенного разноса и подводного коллювия. Одна констатация
присутствия
дропстоунов в отложениях [Price, 1999] не позволяет отличить ледниковый
климат Антарктики и Арктики от современного умеренного климата Прибалтики,
Сахалина,
Хокайдо, где отмечается сезонный ледовый разнос камней, и в случаях биогенного
разноса даже от весьма теплого среднеширотного климата меловой Европы.
Выявление генезиса дропстоунов требует специальных формационных исследований.
Имеются
некоторые литологические признаки, использование которых в комплексе позволяет
с определенной долей вероятности отличить отложения шельфовых ледников
и айсбергов
от типичных отложений сезонных льдов*, но главным аргументом при ее решении
является присутствие или отсутствие в разрезах или по латерали фаций покровных
оледенений, т.е. оледенений равнин и морей, поскольку горные оледенения
являются результатом в первую очередь тектонических, а не климатических
процессов.
В настоящее время следов покровных мезозойских оледенений нигде, в том
числе и в полярных областях, не установлено [Чумаков, 1995; Frakes, 1999].
Упоминающиеся
в литературе, как "возможно ледниковые", средне- и позднетриасовые
отложения к ледниковым отложениям отношения явно не имеют, что вынуждены
признать и сторонники мезозойских оледенений [Price, 1999].
* Наиболее важными признаками ледниковых дропстоунов являются более
слабая окатанность и сортировка, присутствие тилловых галек и пеллет
в ледниковых и айсберговых отложениях, хорошо выраженная субпараллельная
штриховка на камнях [Чумаков, 1998]. ** Согласно первоначальному авторскому определению этого понятия и термина [Blackwelder, 1931], под тилллоидом понимается порода неизвестного происхождения, внешне напоминающая тиллит. Поздними синонимами тиллоида являются диамиктит [Flint et al., 1960], диамикт [Harland et al., 1966], микстит [Shermerchorn, 1966]. |
Судя по фотографиям,
очень
далеки от характерного ледникового скального ложа те трещины и продолговатые
мелкие углубления на поверхности тонолитов, на основании которых предполагается
триасовое оледенение в Юго-Восточной Австралии [Spenceley, 2001]. Что касается
ссылок на два местонахождения юрских тиллоидов** в Антарктиде, которые
весьма предположительно были отнесены к тиллитам, следует отметить, что
позже неоднократно
появлялись указания на их вулканогенное происхождение и более древний возраст
[Borns et al., 1972 и др.]. Литологически и стратиграфически эти тиллоиды
не изучены, поэтому, вопреки дополнительной аргументации в пользу первоначального
предположения [Woolfe, Francis, 1991], очевидно, что ни их ледниковый генезис,
ни их возраст не ясны.
При рассмотрении проблемы мезозойских оледенений и дропстоунов читателей
(возможно и самих авторов) нередко вводит в заблуждение некорректное использование
понятий
и терминов ледниковой геологии. К "возможным тиллитам" иногда относят
просто "конгломераты, брекчии и несортированные галечные сланцы",
а к ледниковым (glacial) условиям - сезонное замерзание водоемов и рек [Price,
1999]. Определенную роль также играет несовершенство терминологии. Английский
термин "ice rafting" в одинаковой мере прилагается к сезонному ледовому
и ледниковому (айсберговому) разносу. Не удивительно, что авторы иногда вынуждены
использовать тавтологическое понятие "ледниковые тиллиты", например
[Price, 1999].
Таким образом, достоверных ледниковых отложений в мезозое не известно,
а мезозойские дропстоуны не могут служить доказательством оледенений. Подавляющая
их часть
явно имеет ледовое, т.е. сезонное, а не ледниковое происхождение. Другие
дропстоуны являются результатом биогенного разноса и вулканогенных или
подводных коллювиальных
процессов.
2. Глендониты образуются сейчас в высоких широтах умеренного климатического
пояса ("беломорские рогульки") [Гептнер и др., 1994] и севернее.
В четвертичный, неогеновый и палеогеновый периоды они формировались также
в средних широтах, особенно
широко вдоль северо-западной периферии Тихого океана до Японии включительно
[Каплан, 1979]. Условия образования глендонитов еще не вполне выяснены.
Большинство исследователей склоняется к тому, что глендониты являются псевдоморфозами
кальцита
по икаиту, который формируется и является устойчивым и осадках холодных
донных вод. Есть также предположение, что глендониты могут возникать локально,
в связи
с бактериальной деятельностью вблизи углеводородных сипов [Гептнер и др.,
1994] или в осадках богатых органикой [de Lurio, Frakes, 1999]. Глендониты
нередко
сопровождаются следами сезонного ледового разноса и, также как последние,
могут образоваться далеко за пределами распространения настоящих ледниковых
отложений
[Каплан, 1979; Grechin, 1981], поэтому подобно дропстоунам глендониты не
могут служить свидетельством ледникового климата в мезозое. Они указывают
только
на эпизодические и видимо локальные похолодания придонных вод.
3. В поисках причин быстрых, коротких, но значительных по амплитуде (до
100 м) эвстатических колебаний уровня моря "второго порядка", которые
происходили в меловой период, неоднократно выдвигались предположения об их
гляциоэвстатической природе [Haq et al, 1987; Miller et al., 1999; Price, 1999
и др.]. Поскольку следов меловых оледенений ни на одном из континентов и в
Арктике нет, делается заключение о том, что они скрыты под современным антарктическим
ледниковым покровом. В научной литературе обсуждается, по меньшей мере, еще
полдюжины возможных причин колебаний уровня моря "второго порядка" и
даже выдвигаются предположения, что таких глобальных колебаний не существовало
или их амплитуды были много меньше [Price, 1999]. Предположения об гляциоэвстатической
природе колебаний уровня моря в меловой период обычно подкрепляются ссылками
на снижение d18O в морской воде во время понижений уровня океана.
Колебания d18O и содержания Sr в морской воде не слишком убедительно
поддерживает гляциоэвстатическое обоснование меловых оледенений потому,
что любое понижение
уровня моря приводит
к понижению температуры из-за увеличения альбедо планеты и усилению континентального
стока. Комбинация косвенных признаков с рядом допущений не делает гипотезу
мезозойских оледенений привлекательной. Однако наиболее слабым местом гляциоэвстатической
гипотезы является то, что для понижения уровня моря таких масштабов требуются
очень крупные ледниковые щиты, значительно превышающие по размерам Антарктиду
и захватывающие соседние ныне хорошо изученные континенты [Markwick, 1996].
От себя добавим, что айсберговое обрамление подобного щита на много бы
увеличило площадь распространения меловых марино-гляциальных отложений,
в том числе
на хорошо изученных континентах, где пропустить их было бы трудно. С другой
стороны,
расчеты показывают, что если бы ледниковый щит ограничивался центральным
горным плато Антарктиды, он не мог бы вызвать понижение уровня океана больше,
чем
на несколько метров [Markwick et al., 2000]. Таким образом, гипотеза о
гляциоэвстатической природе колебаний уровня моря второго порядка лишается
исходного положения.
4. Как уже отмечалось, вариации в меловом океане d18O [Miller
et al., 1999; Price, 1999; Stoll, Schrag, 2000 и др.], d18C [Weissert,
Lini, 1991], а
также содержания Sr [Stoll, Schrag, 2000] нередко приводятся как свидетельства
флуктуации
гипотетических полярных ледниковых щитов. Соглашаясь с тем, что эти изотопные
вариации могут отражать климатические флуктуации, а минимумы d18O указывают
на похолодания, нельзя согласиться без дополнительных и прямых доказательств,
с тем, что эти похолодания были достаточны для возникновения полярных оледенений
[Royer et al., 2004]. Не могут быть свидетельством в пользу оледенений
и ссылки на существование широтной палеобиогеографической зональности,
в том числе биполярной
[Price, 1999], поскольку такая зональность была свойственна и безледниковому
климату.
Достаточно высокие температуры глубинных экваториальных и приполярных вод
в мелу (см. гл. 5, 6 и 7) прямо свидетельствуют об отсутствии сколько-нибудь
заметных следов ледников в полярных областях мезозоя. Фиксируемые при этом
осцилляции температуры глубинных вод происходили в пределах далеких от
тех, которые были характерны для оледенений [Zachos et al., 2001]. Поэтому
без
веских
доказательств кажутся весьма умозрительным предположения о том, что на
преобладающем фоне безледникового климата в мезозое происходили внезапные
и очень короткие
похолодания ("cold snap"), которые проявлялись только в высоких
широтах и приводили к небольшим полярным оледенениям, составлявшим около
одной трети
современных полярных шапок [Price, 1999]. Климатическая история мезо-кайнозоя
показывает, что ледниковые события подготавливаются длительным, десятки
миллионов лет, трендом похолодания [Zachos et al., 2001]. Тренд этот был
глобальным
и проявлялся во всех широтах обоих полушарий [Chumakov, 2002]. Климатическая
история мезо-кайнозоя свидетельствует также, что оледенения не были одиночными
событиями и начавшись, повторяются обычно многократно.
Наличие безледникового климата не исключает, естественно, существования
вертикальной климатической зональности. Поэтому можно допустить, что в
мезозое на Земле
местами существовали горные ледники и многолетние снега. Тем более возможно
было образование в горах сезонного снежного покрова, который предполагается
в частности для маастрихтских Скалистых гор [Dettman, Lohmann, 2000].
Таким образом, все аргументы, приводимые в пользу юрских и меловых оледенений,
или противоречат имеющимся фактам или не являются убедительными. Имеется
много палеонтологических и геохимических признаков того, что в высоких
и средних
широтах в мезозое было напротив значительнс теплее, чем ныне или в другие
ледниковые эпохи. Об этом свидетельствует наличие Е триасовом [Dobruskina,
1996; Taylor
et al.. 2000], юрском [Вахрамеев, 1988; Pole, 1999; Rees et al., 2000;
Thorn, 2001] и меловом периодах [Spicer, Corfield, 1992; Спайсер, Герман.
1998;
Falcon-Lang et al., 2001] в обоих полярных районах растительности, характерной
для умеренного
климата. В Антарктиде, на палеошироте 70°-75°, в зрелых лесах среднего
триаса росли крупные деревья высотой до 30 м и до 1,5 м диаметром [Taylor
et al.,
2000], В юрских и особенно меловых отложениях Е полярных областях нередки
находки остатков весьма теплолюбивых животных [Molnai et al., 1994; Tarduno
et al.,
1998]. Все эти факты плохо согласуются с представлениями с существовании
в высоких мезозойских широтах полярных шапок. Для мелового периода данные
факты
более подробно рассмотрены в гл. 5-7. К выводам о существовании глобального
безледникового климата в юрский период на основе анализа большого количества
геологических, литологических. палеоботанических данных и применения математического
моделирования пришел коллектив проекта "Палеогеографический атлас",
руководимый А. Зиглером ("Paleogeographic Atlas Project") [Rees et
al., 2000 и др.; интернет-сайт http://pgap.uchicago.edu], Исследования
по этому проекту показали, что в течение всех трех эпох юрского периода
высокие широты обоих полушарий занимали умеренно-прохладные и умеренно-теплые
климатические
пояса.
Важно отметить, что возможность существования на Земле безледникового глобального
климата в мелу и юре подтверждается количественными оценками, сделанными
сейчас на основании математического моделирования климата. Это показано
для мелового
[Bush, Philander, 1997; Valdes et al., 1999] и юрского периодов [Rees et
al., 2000; Sellwood et al., 2000]. В настоящее время такое моделирование,
кроме
общей модели атмосферной циркуляции и расположения континентов, как правило,
учитывает циркуляцию верхнего слоя океанов, а иногда рельеф и растительность
суши, долговременные, миланковичские и сезонные изменения солнечной инсоляции
[Bush, Philander, 1997; Valdes et al., 1999; Upchurch et al., 1999; DeConto
R.M., Hay W.W., 1999; Haupt, Seidov, 2001 и др.]. При использовании разных
моделей и несколько различных, но в целом достаточно реалистичных граничных
условий (температуры воды в низких и высоких широтах, повышенного содержания
СО2) моделирование количественно подтверждает возможность существования
на Земле теплых полярных областей, т.е. безледникового климата и теплого
океана.
Например, в мелу при температуре воды на экваторе около 28 °С, температура
поверхности полярных океанов по данным моделирования могла достигать +6°
— 12 °С, глубинных вод +12 °С, а при температуре на экваторе около 31 °С,
температура
поверхности полярных океанов могла достигать 19°-20 °С, а глубинных вод
19 °С [Haupt, Seidov, 2001]. Глобальная средняя температура приземной атмосферы
в мелу, по данным моделирования, могла повыситься на 4 °С, климатические
зоны
сместиться на 10°-15° к полюсам, количество осадков возрасти на 10%, а
сезонные колебания температур снизиться [Bush, Philander, 1997]. При этом
предполагается,
что лишь в высоких широтах местами возможно сезонное замерзание бассейнов.
Существовали определенные трудности с моделированием внутриконтинентального
юрского и мелового климата в средних широтах, который по геологическим
и палеоботаническим данным [Спайсер, Герман, 1998] представлялся значительно
менее холодным и засушливым,
чем давало моделирование. При учете в моделях влияния растительного покрова
[Upchurch et al., 1999] расхождения между модельными и геологическими данными
в значительной мере сгладились. Сходные результаты получены при математическом
моделировании позднеюрского климата. Они свидетельствуют о том, что в это
время только в высокоширотной Антарктиде и только во время миланковичских
минимумов
могли существовать неустойчивые во времени горные ледники на высоте более
1000 м [Rees et al., 2000; Sellwood et al., 2000].
Наиболее типичным для мезозойской теплой биосферы временным интервалам
можно считать климат мелового периода, который интенсивно и всесторонне
изучался
на протяжении последних десятилетий [Красилов, 1985; Найдин и др., 1986;
Вахрамеев, 1988; Ронов и др., 1989; Frakes et al., 1992; Чумаков, 1995;
Чумаков и др.,
1995; Жарков и др., 1995; 1998а; 19986; Ваггега et al., 1999; Huber et
al., 2000; Scotese, Boucot, 2001). Поэтому его следует считать эталоном
безледникового
климата и в связи с этим ему в данной части работы уделено основное внимание.
Большим своеобразием характеризовался безледниковый климат раннего триаса.
В данной главе его особенности учитывались нами. Однако, чтобы сохранить
целостность описания климата Пангеи, климат самого начала триаса подробно
рассматривается
вместе с пермским климатом в следующей III-й части работы.
С особенностями мезозойского климата связан ряд понятийных и терминологических
проблем. Как видно из сказанного выше, палеоклиматическая зональность мезозойской
эры качественно отличалась от современной. Аналогов ряда мезозойских широтных
климатических поясов на Земле сейчас нет. Это не позволяет в полной мере
использовать в палеоклиматических реконструкциях современную климатическую
классификацию,
что существенно затрудняет описания палеоклиматов мезозоя. Пояса, которые
по средним годовым температурам (meen anuual temperature - международная
аббревиатура
МАТ) как будто были сходны с современными, располагались в мезозое в других
широтах и поэтому существенно отличались от современных иной суммарной
солнечной радиацией, температурной и световой сезонностью, общим количеством
осадков,
барическими параметрами, направлениями ветров, траекториями циклонов, т.е.
теми макроклиматическими особенностями, на основании которых и выделяются
климатические пояса. Все современные наименования климатов и по смыслу
и по этимологии срослись
с характерными для них тропическими, умеренными или полярными широтами
и по этой причине они для мезозоя не подходят. Предлагавшиеся ранее термины,
например, "паратропические", "квазитропические", "ослабленные
тропические" и др. обычно не имеют строгих определений и поэтому использовались
в разных смыслах. По этим причинам и во избежание разных толкований, для
климатических поясов мезозоя (далее для перми) мы используем несколько
более громоздкие,
но более информативные наименования климатических поясов, состоящие из
трех частей. В первой части указывается палеоширотное положение пояса (высокоширотные -
от 90° до 60° палеошироты, в дальнейшем - п.-ш., среднеширотные -от
60° до 30° п.-ш. и низкоширотные от 30° до 0° п.-ш.). Вторая часть
названия указывает на степень увлажнения пояса в соответствии с изданиями
ООН: гумидный, аридный и семиаридный [Щантц,
1958]. Третья часть - это температурный режим пояса. Естественно, он оценивается
в большинстве докайнозойских случаев в качественных
терминах, которые очень приблизительно соответствуют среднегодовым температурам.
Температурные интервалы, которым очень ориентировочно, по аналогии с современными
значениями, могут отвечать предлагаемые термины, приведены ниже в скобках.
Нами различаются следующие градации температурного режима: холодный или ледниковый (если
имеются значительные ледниковые покровы или формируется многолетняя мерзлота;
МАТ < 0 °С), умеренно-холодный - (МАТ < 0°— 5 °С), умеренный (МАТ
5°-10 °С), умеренно-теплый (МАТ 10°-15°С), теплый (МАТ
15°-20 °С), жаркий (МАТ >20
°С). Приведем примеры используемых нами названий: высокоширотный гумидный
умеренный климат (или пояс), среднеширотный семиаридный теплый
пояс (или
климат) и т.д.
Количественные определения палеотемператур изотопными, геохимическими или
палеоботаническими методами (см. гл. 4, 5)
сделаны сейчас лишь в отдельных точках далеко не всех
климатических поясов мезозоя. Чаще температурный режим оценивается по комплексу
косвенных признаков. Как будет показано далее, устанавливаемые таким образом
параметры и контуры климатических поясов, в общем, не плохо согласуются
с результатами геохимических и ботанических палеотемпературных методов,
а также
с результатами
математического моделирования климатов. Случаи отдельных систематических
расхождений между ними нами оговариваются.
Вахрамеев В.А. Юрские и меловые флоры и климаты Земли. М.: Наука, 1988.
214 с.
Величко А.А., Захаров В.А., Лаухин С.А., Чумаков И.М. О периодичности
климатических колебаний в фанерозое // Экосистемные перестройки и эволюция
биосферы.
М.: Недра, 1994. Вып. 1. С. 109-113.
Гептнер А. Р., Покровский Б. Г., Садчикова Т. А. и др. Локальная карбонатизация
осадков Белого моря:
(Концепция микробиологического образования) // Литология и полез, ископаемые.
1994. № 5. С. 3-22.
Добрецов И. Л. Правильная периодичность глаукофансланцевого 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.
Каплан М.Е. Кальцитовые псевдоморфозы (псевдогейлюссит, яровит, тинолит,
глендонит, геннойши, беломорские рогульки) в осадочных породах: Происхождение
пседовморфоз
// Литология и полез, ископаемые. 1979. № 5. С. 125-140.
Красилов В.А. Меловой период: Эволюция земной коры и биосферы. М: Наука,
1985. 240 с.
Лисицин А.П. Закономерности ледового разноса грубообломочного материала
// Современные осадки морей и океанов. М.: Изд-во АН СССР, 1961. С. 232-284.
Лисицин А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 448
с.
Найдин Д.П., Похиалайнен Н.А., Кац Ю.И., Красилов В.А. Меловой период:
Палеогеография и палеоокеанология. М.: Наука, 1986. 262 с.
Ронов А.Б., Хаин В.Е., Балуховский А.Н. Атлас литолого-палеогеографических
карт Мира: Мезозой и кайнозой континентов и океанов. Л.: Мингео, 1989.
С. 70.
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. Главные ледниковые события прошлого и их геологическое значение
// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. № 7. С. 35-53.
Чумаков Н.М. Проблема теплой биосферы // Стратиграфия. Геол. корреляция.
1995. Т. 3, № 3. С. 3-14.
Чумаков Н.М. О гальках и валунах, рассеянных в меловых отложениях Южной
Англии // Литология и полез, ископаемые. 1998. № 4. С. 355-370.
Чумаков Н.М., Жарков М.А., Герман А.Б. и др. Климатические пояса в середине
мелового периода // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3, № 3. С.
42-63.
Шантц Г. История и проблемы освоения аридных земель // Будущее аридных
земель. М.: Изд-во Иностр. лит., 1958. С. 13-33.
Эпштейн О.Г. Климаты мезозоя-кайнозоя Северной Азии и ледовоморские отложения
// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. № 2. С. 49-61.
Barrera E., Olsson R.K., Sugarman P.J., Savin S.M. Does ice drive early
Maastrichtian eustasy // Geology. 1999. Vol. 27, N 9. P. 783-786.
Birkenmajer KJ., Fedorovski J., Smulikowski W. Igneous and fossilferous
sedimentary drift pebbles in the marine Tertiary of Torell Land, Spitsbergen
// Norsk Polarinst.
Arbok. 1972. P. 146-164.
Blackwelder E. Pleistocene glaciation in the Sierra Nevada and Basin Ranges
// Bull. Geol. Soc. Amer. 1931. Vol. 42. P. 865-922.
Boms H.W., Jr., Hall В A., Ball H.W., Brooks H. Mauson tillite, Victoria
Land, East Antarctica // Antarct. J. US. 1972. Vol. 7, N 4.
Caputo M.V. Late Devonian glaciation in South America// Palaeogeogr., Palaeoclimatol.,
Palaeoecol. 1985. Vol. 51. P. 291-317.
Chumakov N.M. One-way and quasi-periodic climate changes: Geologic
evidence // Russ. J. Earth Sci. 2002. Vol. 4, N 4. P. 277-299. http//www.agu/org/wps/rjes
Chumakov N.M., Frakes L.A. Mode of origin of dispersed clasts
in Jurassic shales, southern part of the Yana-Kolyma fold belt, North East
Asia //
Palaeogeogr.,
Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1997. Vol. 128. P. 77-85.
De Conto R.M., Hay W.W. Late Cretaceous climate and vegetation
interactions: Cold continental interior paradox // Geol. Soc. Amer. Spec.
Pap. 1999.
N 332. P. 391-406.
Le Lurio J.L., Frakes L.A. Gendonites as palaeoenvironmental tool:
Implications for early Cretaceous high latitudes climates in Australia
// Geochim. et
cosmochim. acta. 1999. Vol. 63, N 7/8. P. 1039-1048.
Dettman D.L., Lohmann K.C. Oxygen isotope evidence for high-altitude snow
in the Laramide rocky mountains of North America during the Late Cretaceous
and
Paleogene // Geology. 2000. Vol. 28, N 3. P. 243-246.
Dobruskina L.A. Triassic floras of Eurasia. Vienna: Springer,
1994. 422 p.
Ernst G., Kohring R., Rehfeld U. Gastrolithe aus dem Mottel-Cenomanium
von Baddeckenstedt (Harzvorland) und ihre palaogeographische Bedeutung
fur eine
pra-ilsedische Harzinsel // Mitt. Geol.-Palaont. Inst. Univ. Hamburg. 1996.
H. 77. S. 503-543.
Falcon-Lang H.J., Cantrill D.J., Nichols G.J. Biodiversity and terrestrial
ecology of a Mid-Cretaceous, high-latitude floodplain, Alexander Island,
Antarctica // J. Geol. Soc. London. 2001. Vol. 158. P. 709-724.
Flint R.F., Sanders J.E., Rodgers J. Diamictite, a substitute term for
symmictite // Bull. Geol. Soc. Amer. 1960. Vol. 71. P. 1809-1810.
Frakes L.A. Estimating the global thermal state from Cretaceous
sea surface and continental temperature data // Geol. Soc. Amer. Spec.
Pap. 1999. N
33249-58.
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 L.A., Francis J.E. A guide to Phanerozoic cold polar climates from
high-latitude icerafting in the Cretaceous // Nature. 1988. Vol. 333, N
4617. P. 547-549.
Frakes L.A., Francis J.E., Syrtus J.I. Climate modes of the Phanerozoic.
Cambridge; Cambridge Univ. press, 1992. 274 p.
Golonka J., Ross M.I., Scotese C.R. Phanerozoic paleogeographic and paleoclimatic
modelling maps. Calgary, 1994. 47 p. (Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem.; N
17).
Grechin V. Oligocene ice-marine deposits of the Utkholok Formation of Western
Kamchatka, USSR // Earth's Рте-Pleistocene glacial record / Ed. MJ. Hambrey
et al. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1981. P. 258-260.
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.
Harland W.B., Kay N.H., Krinsley D.H. The definition and indetification
of tills and tillites // Earth Sci. Rev. 1966. Vol. 2. P. 225-256.
Haq B.U., Hardenbol J., Vail P.R. Chronology of fluctuating sea levels
since Triassic // Science. 1987. Vol. 235. P. 1156-1166.
Hawkes L. The erratics of the Englich chalk // Proc. Geol. Assoc. (U.K.).
1951. Vol. 62, pt 4. P. 257-268.
Huber B.T., Macleod K.G., Wing S.L. Warm climates in Earth history. Cambridge,
2000. 452 p.
Huber B.T., Morris R.D., MacLeod K.G. Deep-sea paleotemperature record
of extreme warmth duriug the Cretaceous // Geology. 2002. Vol. 30, N 2.
P. 123-126.
Larson R.L., Fisher A.G., Erba E., Premoli Silva I. (ed.). Apticore-Albicore:
A Workshop report on global events and rhythms of the Mid-Cretaceous, 4—9
October 1992. Perugia, 1993. 56 p.
Markwick P.J. Fossil crocodlians as indicators of Late Cretaceous and Cenozoic
climates: Implication for using paleontological data in reconstructing
palaeoclimate // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1998. Vol.
137, N3/4. P. 205-271.
Markwick PJ., Rowley D.B., Zigler A.M. et al. Late Cretaceous and Cenozoic
global palaeogeographies; Mapping and transition from a "not-house" to
an "ice-house" world // OFF. 2000. Vol. 122, pt 1: Spec, issue "Early
Paleogene warm climates and biosphere dynamics". P. 103.
Miller K.G., Barrera E., Olsson R.K. et al. Did ice drive early Maastrichtian
eustasy? // Geology. 1999. Vol. 27. P. 783-786.
Molnar R.E., Wiffen J. A late Cretaceous polar dinosaur fauna from New
Zealand // Cretaceous Res. 1994. Vol. 15, N 6. P. 706-789.
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 P.A., Ziegler AM., Valdes P.J. Jurassic phytogeography and
climates: New data and model comparisons // 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 // 6SA Today. 2004 (in press).
Schermerhorn L.J.G. Terminology of mixed coarse-fine sediments //J. Sediment.
Petrol. 1966. Vol. 36. P. 831-835.
Scotese Ch.R., Bucot AJ. Paleomap project. 2001 http//www.scotese.com/climate.htm
Smith A.G., Smith D.G., Funnell B.M. Atlas of Mesozoic and Cenozoic coastlines.
Cambridge: Cambridge Univ. press, 1994. 61 p.
Spenceley A.P. Grooves and striations on the Stanthorpe Adamellite: Evidence
for a possible Late Middle-Late Triassic age glaciation // J. Earth Sci.
2001. Vol. 48. P. 777-784.
Spicer R.A., Corfleld R.M. A review of terrestrial and marine climates
in the Cretaceous with implications for modelling the "Greenhouse Earth" //
Geol. Mag. 1992. Vol. 129, N 2. P. 169-180.
Stall H.M., Schrag D.P. High-resolution stable isotope records from the
Upper Cretaceous rocks of Italy and Spain: Glacial episodes in greenhouse
planet?
// Bull. Geol. Soc. Amer. 2000. Vol. 112, N 2. P. 308-319.
Tarduno J.A., Brinkman D.B., Renne P.R. et al. Evidence for extreme climatic
warmth from Late Cretaceous Arctic vertebrates // Science. 1998. Vol. 282,
N 18, P. 2241-2243.
Thorn V. Vegetation communities of a high palaeolatitude Middle Jurassic
forest in New Zealand // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2001.
Vol. 168,
N 15. P. 273-289.
Valdes PJ., Sellwood B.W. A palaeoclimate model for Kimmeridgian // Ibid.
1992. Vol. 95, N 1/2. P. 47-71.
Walliser O.H. (ed.). Global events and event stratigraphy in Phanerozoic.
В.: Springer, 1995. 335 p.
Weissert H., Lini A. Ice age interludes during the time of Cretaceous greenhouse
climate? // Controversies in modern geology / Ed. D.W. Mueller et al. L.:
Acad. press, 1991. P. 173-191.
Woolfe K.J., Francis J.E. An early to middle Jurassic glaciation - evidence
from Allan Hills, Transantarctic mountins // Abstr. of Intern, symp. "Antarctic
Earth sciences", Japan, 1991. Tokyo, 1991. P. 652-653.
Zachos J.C., Shackleton N.J., Revenaugh J.S. et al. Climate response to
orbital forsing across the Oligocene-Miocene boundary // Science. 2001.
Vol. 292, N
5515. P. 274-278.
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