Часть IV
ГЛАВНЫЕ КЛИМАТИЧЕСКИЕ
И БИОСФЕРНЫЕ СОБЫТИЯ
ПОЗДНЕГО ДОКЕМБРИЯ
Глава 13
ЛЕДНИКОВЫЙ И БЕЗЛЕДНИКОВЫЙ
КЛИМАТ В ДОКЕМБРИИ
Н.М. Чумаков
13.1. Общая направленность климатических изменений
Временные масштабы докембрия
позволяют выявить в истории Земли не только крупные периодические, но и необратимые
изменения климата. О тех и других
можно судить
по наиболее ярким климатическим событиям - оледенениям, которые образуют
как бы каркас климатической истории нашей планеты.
Распространение оледенений в геологической истории было весьма неравномерным.
Частота и масштабы оледенений сильно возрастали со временем (рис. 96). Такое
распределение не могло быть результатом только недостаточной изученности
более древних отложений. За десятилетия "холодной войны", в результате
погони за стратегическим сырьем детальным геологическим картированием и поисками
были
охвачены почти все территории Земли, сложенные древними породами, в том числе
в слабо развитых странах и труднодоступных районах. При исследованиях подобного
рода трудно было пропустить ледниковые отложения, которые обычно образуют
крупные тела, имеют региональное распространение, являются хорошими маркёрами,
а, кроме
того, привлекают внимание геологов своим неординарным видом и происхождением.
Справедливость мнения о том, что неравномерное распределение оледенений не
артефакт, подкрепляется, во-первых, тем, что масштабы обнаруженных ледниковых
периодов
постепенно возрастают, а их временная структура усложняется, и во-вторых,
тем, что за последние 30-40 лет был существенно уточнен возраст и ареалы
распространения древних ледниковых отложений, но практически не было открыто
ни одного нового
ледникового
горизонта. Поэтому есть основания думать, что с достаточным для нас приближением,
современные данные отражают реальное распространение оледенений в геологической
истории. Исходя из этих соображений и того, что около 85% геологической истории
относится к докембрию, мы в данной главе рассмотрим всю историю оледенений
на Земле. Только в таком временном масштабе возможно выявить необратимые
климатические
изменения.
Достоверных данных об оледенениях в раннем и среднем архее нет. Первые следы
оледенений, еще очень редкие и пространственно ограниченные, известны в верхнем
архее на небольшом кратоне Каапваал в ЮАР. Это тиллиты надгруппы Витватерсранд
и одновозрастной группы Мозоан [Young et al., 1998; Crowell, 1999]. Оледенение
Мозоан было покровным, поскольку частично представлено бассейновыми отложениями
с дропстоунами, а оледенение Витватерсранд имело, видимо, предгорный или
горный характер. Возраст надгруппы Витватерсранд и группы Мозоан сейчас оценивается
около 2,9 млрд лет [Nelson et al., 1999].
Значительно шире распространены ледниковые отложения в нижней части нижнего
протерозоя. Они известны на четырех континентах [Чумаков, 1978; Hambrey et
al., 1981; Crowell,
1999]. Преобладание среди нижнепротерозойских ледниковых отложений
марино-гляциальных фаций свидетельствует о покровном характере этих оледенений.
В Северной Америке нижнепротерозойские ледниковые отложения известны в четырех
регионах на противоположных концах континента [Young et al., 1970]. В разрезе
раннепротерозойской Гуронской надгруппы к северу от Великих озер установлено
три ледниковых горизонта. Их возраст оценивается приблизительно в 2,33-2,22
млрд лет [Crowell, 1999]. На Балтийском щите нижнепротерозойские ледниковые
отложения
установлены в сариолийском надгоризонте, который имеет возраст между 2,4
и 2,3 млрд лет [Marmo, Ojakangas, 1984]. В Южной Африке давно известны ледниковые
отложения
в надгруппах Трансвааль и Грикваленд Вест [Hambrey et al., 1981]. Их возраст
2,4-2,2 млрд лет. В Западной Австралии ледниковые отложения описаны в группе
Тури, возраст которой тоже заключен между 2,4 и 2,2 млрд лет [Martin, 1999;
Lindsay, Brasier, 2002]. Однотипные изотопно-углеродные аномалии, связанные
с карбонатными
отложениями, перекрывающими перечисленные выше раннепротерозойские ледниковые
отложения [Беккер, 1996; Семихатов и др., 1999], подтверждают, что нижнепротерозойские
оледенения были приблизительно одновозрастными.
В более высоких горизонтах нижнего протерозоя, нижнем и большей части среднего
рифея, следов оледенений не обнаружено. Единичные указания на присутствие
рассеянных валунов в сланцах верхней части нижнего протерозоя, судя по существующим
кратким
описаниям, скорее говорят о разносе обломков сезонными льдами или о вулканогенном
происхождении [Ахмедов, 2001] этих тиллитоподобных пород (тиллоидов). Трудно
предположить, что собственно ледниковые отложения в данном стратиграфическом
интервале еще не найдены из-за его недостаточной изученности. Благодаря многочисленным
месторождениям полезных ископаемых этот стратиграфический интервал изучен
сейчас более детально, чем отложения начала раннего протерозоя. Но, если
даже будет
установлено, что некоторые сланцы с валунами в верхней части нижнего протерозоя
имеют ледниковое происхождение, это не изменит главного вывода о эпизодичности
оледенений в послеархейском-доверхнерифейском интервале геологической истории.
Имеющиеся пока данные позволяют предполагать, что вторая половина раннего
протерозоя и первая половина
рифея представляли "ледниковую паузу", которая длилась не менее
1,2, а возможно - 1,45 млрд лет. Высказаны предположения, что данная пауза
была
связана с активным мантийно-плюмовым вулканизмом [Чумаков, 20026], относительно
спокойным
тектоническим периодом [Lindsay, Brasier, 2002] или повышенным содержанием
метана в атмосфере в это время [Pavlov et al., 2003].
Были ли оледенения в среднем рифее сейчас еще не совсем ясно. В Байкало-Патомском
нагорье (среднесибирский ледниковый горизонт) [Чумаков, 1993; Хометовский,
Постников, 2001] и Бразилии [D'Agrella-Filho, 1990] имеются явные ледниковые
отложения,
возраст которых точно не определен. Они могут относиться ко второй половине
среднего или началу позднего рифея. В Шотландии, в группе Стоэр, имеющей
Pb-Pb возраст
1199 млн лет, давно известны тиллоиды, которые одними исследователями рассматриваются
как ледниковые [Davison, Hambrey, 1996], а другими как отложения теплого
аридного климата [Young, 1999].
Рис. 96. Распространение оледенений и главных мантийно-плюмовых событий
в геологической истории [Чумаков, 20016 с изменениями] |
С позднего рифея оледенения на Земле стали происходить периодически и значительно
чаще, чем до этого. В позднем рифее в настоящее время известны два обширных
оледенения. Более древнее из них (первое или раннее позднерифейское оледенение)
ориентировочно
датируется от 850 до 900 млн лет, а более молодое (второе или позднее позднерифейское)
- около 740-750 млн лет [Чумаков, 1987; Chumakov, 1981; Trompette, 1994;
Crowell, 1999]. Первое было названо конголезским, а второе Стерт-Годж или
верхнестертовским
[Чумаков, 1978]. В последнее время второе оледенение чаще именуется просто,
как оледенение Стерт или Рэпитан. Конголезское оледенение, как минимум, охватывало
Центральную и Южную Африку, а также Южную Америку [Trompette, 1994]. Аналоги
стертовского ледникового горизонта, кроме Австралии, присутствуют в Северной
Америке (тиллиты Рэпитан и их аналоги) [Crowell, 1999], в Африке (Тиллит
Кайгас
и его аналоги) и в Азии (тиллиты Чанган Южного Китая и его
вероятные аналоги в Тариме, возможно, среднесибирский горизонт Байкало-Патомского
нагорья).
Следующий крупный ледниковый период, именуемый лапландским (или варангерским),
был приурочен к нижнему венду, начало которого приблизительно датируется
сейчас в 600 ±10 млн лет [Семихатов, 2000], а иногда в 620 млн лет [Evans,
2000; Smith,
2001]. Лапландское оледенение охватывало Европу (стратотипический регион
севера и востока Восточно-Европейской платформы, Урал, Шпицберген, Ирландию,
Шотландию,
Ю. и С. Норвегию [Чумаков, 1971; 1985]); Северную Америку (В. Гренландия)
[Hambrey, Spencer, 1987]; Ньюфаундленд [Narbonne, Gehling, 2003]; горы Макензи
[Narbonne,
Aitken, 1995]; Южную Америку (Юго-Западная Бразилия) [Trompette, 1994; 1997];
Азию (джетымский гляциогоризонт Тянь-Шаня и его аналоги в Тариме) [Чумаков,
1978]; тиллит Наньто Южного Китая, тиллиты Блайни Ю. Гималаев [Tiwari, 1999];
Австралию
(тиллиты подгруппы Ерилина и их аналоги) [Preiss, 1987].
На возрасте тиллитов свиты Наньто следует остановиться, поскольку эта проблема
имеет принципиальное стратиграфическое, палеогеографическое и даже методическое
значение. Многие исследователи, основываясь на датировке несогласно подстилающей
свиты Лианто (748±12 млн лет, цирконы туфов, U-Pb метод), относят
свиту Наньто к позднему рифею [Хоментовский, 2000; Evans, 2000 и др.] и обычно
сопоставляют
со стертовским гляциогоризонтом. Между тем базальная пачка (Mb.l) вендской
свиты Дошуаньто, залегающей на тиллитах Наньто, справедливо рассматривается
как отложения постледниковой трансгрессии [Wang et al., 1998]. Действительно,
пачка
(Mb.l) представляет типичный "венчающий доломит" ("cap dolomite").
Подобные "венчающие доломиты", стратиграфически тесно связанные
с тиллитовыми толщами, завершают очень многие позднедокембрийские марино-гляциальные
разрезы.
По существу, они входят в единые, устойчивые в пространстве и времени формационные
ряды, состоящие из тиллитов, венчающих доломитов и сменяющих последние вверх
по разрезу черных, часто фосфоритсодержащих сланцев. Эти формационные ряды
характеризуют завершение оледенений и постледниковые трансгрессии [Чумаков,
1978; Chumakov,
1992; Fairchild et al., 1994 и др.]. В основании венчающих карбонатов иногда
наблюдаются следы внутриформационных размывов. Они вполне естественны, поскольку
во время постледниковых трансгрессий, даже при слабом волнении с поверхности
свежих ледниковых осадков легко вымывается мелкозем и на контакте образуются
конгломераты.
Устойчивость таких формационных рядов не позволяет рассматривать эти размывы,
как признак
стратиграфически значимых перерывов между ледниковыми горизонтами и венчающими
карбонатами. Сама свита Доушаньто с основания содержит остатки многоклеточных
животных и водорослей и радиоизотопными методами датируется ранним вендом
[Barfod et al., 2002]. Из этого можно уверенно заключить, что тиллиты Наньто
относятся
к ранневендскому оледенению.
Меньшее по масштабам, но все же значительное оледенение произошло в конце
венда или вблизи границы венда и кембрия. Возраст этой границы (подошвы томмотского
яруса) оценивается сейчас в 535±1 млн лет [Семихатов, 2000]. Данное
оледенение было сначала установлено в 70-х гг. прошлого века в Средней Азии
под именем
байконурского горизонта и прослежено на 2000 км от Северного Казахстана до
Южного Тянь-Шаня,
а далее еще на 3000 км на восток под именем свиты Хонголчоны в Тариме и
Тиллита
Лочуань в Северном Китае [Чумаков, 1978; Hambrey et al., 1981]. В 1970-1980-е
гг. предполагалось, что это оледенение ограничивалось Средней и Восточной
Азией. Сейчас его существование признано многими исследователями и, более
того, выяснено,
что оледенение распространялось значительно шире. В Западной Африке очень
широкое развитие имеет вендский ледниковый горизонт - Тиллит Джбелия и его
аналоги.
Ранее его относили к раннему венду [Чумаков, 1978; Trompette, 1994 и др.].
Позднее,
в непосредственно перекрывающей данные тиллиты карбонатной пачке была найдена
нижнекембрийская фауна [Culver et al., 1988]. Эта тонкая, но выдержанная
на огромной территории, пачка тоже представляет типичный "венчающий
доломит" ("cap
carbonate"). Поэтому можно заключить, что западно-африканский гляциогоризонт
относится к самому позднему венду или к началу раннего кембрия [Чумаков,
1993; Bertrand-Sarfati et al., 1995; Trompette, 1997]. Таким образом, сейчас
стало
ясно, что оледенение вблизи границы венда и кембрия охватывало весьма значительные
части двух современных континентов, которые к тому же, судя по многим реконструкциям
расположения континентов в позднем венде, относились к противоположным полушариям.
Суммируя
данные о докембрийских оледенениях с данными об оледенениях фанерозоя, можно
констатировать, что, начиная с позднего рифея (а может со второй половины
среднего рифея) ледниковые периоды стали происходить на Земле почти регулярно
(рис. 96). Одновременно усложнилась временная структура и увеличились масштабы
оледенений. Судя по широкому распространению марино-гляциальных отложений,
оледенения эти имели в основном покровный характер. Перечислим достаточно
надежно установленные
ледниковые периоды, начиная с позднего рифея: 1) ранний позднерифейский ледниковый
период ("конголезский"); 2) поздний позднерифейский ледниковый
период ("стертовский"); 3) ранневендский ледниковый период ("лапландский" или "варангерский");
4) ледниковый период вблизи границы венда и кембрия ("байконурский");
5) позднеордовикский-раннесилурийский ледниковый период; 6) позднедевонский-раннекарбоновый
ледниковый период; 7) среднекарбоново-пермский ледниковый период; 8) незавершенный
позднекайнозойский ледниковый период.
Таким образом, в истории Земли можно отметить три крупных климатических этапа:
I этап - безледниковый (большая часть архея),
II этап - с редкими эпизодическими оледенениями (поздний архей, ранний протерозой,
ранний и средний рифей) и III этап - с частыми и периодическими оледенениями
(поздний и, возможно, часть среднего рифея, венд, фанерозой). Последовательность
этих трех климатических этапов определяет главную тенденцию изменений климата
на Земле, которая на протяжении последних трех
млрд лет состояла в увеличении роли ледникового климата, т.е. в постепенном
похолодании
поверхности нашей планеты.
Рис. 97. Вероятные соотношения между необратимым охлаждением поверхности Земли, крупными периодическими похолоданиями (g - ледниковые периоды) и потеплениями, характером вулканизма, климатическими [Чумаков, 20016] и геодинамическими этапами [Хаин, 1995] |
Очевидно, что похолодание отражало медленное сокращение теплового баланса
поверхности планеты (рис. 97). Главной причиной этого было, очевидно, уменьшение
плотности
атмосферы, сопровождавшееся снижением содержания в ней парниковых газов.
И то, и другое было результатом ослабления процессов эндогенной дегазации,
и усиливавшегося
поглощения CO2 при выветривании силикатов и фотосинтезе и последующего
длительного захоронения части карбонатов и других углеродсодержащих отложений.
Эти экзогенные
процессы становились более интенсивными по мере развития земной биоты и усиления
фотосинтеза. В некоторой, хотя и очень небольшой степени, тепловой баланс
поверхности Земли снижался за счет уменьшения теплового потока из глубин
Земли и остывания
ее мантии, что было результатом распада части радиоактивных элементов и сокращения
производимого ими тепла, замедления процессов дифференциации вещества и уменьшения
масштабов приливных деформаций в подкоровых оболочках Земли. Математическое
моделирование свидетельствует о том, что эндогенный тепловой поток мог сократиться
за последние три млрд лет приблизительно в пять раз [Добрецов,
1994].
Сейчас основной эндогенный тепловой поток почти в 5000 раз слабее теплового
потока, приходящего на Землю от Солнца [Монин, Шишков, 1978]. Следовательно,
три млрд
лет назад эндогенный тепловой поток был в 1000 раз или, если принять, что
светимость Солнца была на 30% ниже современной, в 700 раз слабее солнечного.
При столь незначительном
вкладе в тепловой баланс поверхности Земли даже многократное сокращение эндогенного
теплового потока не могло непосредственно сказываться на ее климате, однако
эндогенная активность планеты эффективно воздействовала на климат через вулканические
процессы
и дегазацию. Определенную роль в похолодании Земли играло, по-видимому, увеличение
альбедо планеты по мере роста континентов, а главное ослабление эндогенной
дегазации и, возможно, уменьшение частоты падения на Земле космических тел.
Предполагаемое
медленное возрастание светимости Солнца, очевидно, не могло, полностью компенсировать
все перечисленные выше потери тепла в тепловом балансе поверхности Земли.
На необратимый и медленный процесс охлаждения поверхности Земли накладывалась
сложная система периодических климатических колебаний: потеплений и похолоданий.
По аналогии с наиболее изученными фанерозойскими оледенениями, самые значительные
похолодания можно связывать с усилением эксплозивного вулканизма, снижением
прозрачности атмосферы и "вулканическими зимами" [Чумаков, 2001
а]. Определенную роль в похолодании играло увеличение скорости захоронения
CO2 в осадочных породах
(органические вещества, карбонаты [Berner, Berner, 1997 и др.]) и затем частичное,
но долговременное их захоронение в литосфере, а в случае субдукции, и мантии
[Lindsay, Brasier, 2001; 2002]. Потепления же можно объяснить ослаблением
эксплозивного вулканизма и увеличением прозрачности атмосферы, которое сопровождалось
увеличением
концентрации парниковых газов в атмосфере. Последнее вызывалось усилением
регионального метаморфизма, окислением органических веществ, разложением
карбонатов глинисто-карбонатных
толщ в молодых орогенах, а иногда и вспышками мантийно-плюмового вулканизма
[Чумаков, 2001 а]. Совместно эти процессы вели к потеплению, которое значительно
усиливалось
дегазацией океана. Влияние на климат оказывали и многие другие геологические
факторы, но, как показывает сравнительный анализ, они не были определяющими
для появления оледенений, даже при совместном воздействии нескольких
из них [Chumakov,
2002].
На первом, безледниковом этапе поверхность Земли обладала большим положительным
балансом тепла, который обеспечивал теплый климат при любых периодических
похолоданиях. Во время второго этапа ее тепловой баланс уменьшился и в отдельных
случаях
значительные похолодания, связанные с ослаблением дегазации и "вулканическими
зимами",
превышали его, в результате чего начались эпизодические оледенения. Оледенения
прекращались, когда эксплозивный вулканизм ослабевал и начиналась очередная
серия крупных мантийно-плюмовых событий, которыми изобиловал докембрий (рис.
96), и
которые сопровождались поступлением в атмосферу значительных количеств парниковых
газов. К началу третьего этапа климатическая система Земли приблизилась к
порогу равновесия между безледниковым и ледниковым ее состоянием (рис. 97),
поэтому
климат Земли стал в очень большой степени зависеть от масштабов дегазации
и соотношений интенсивности эксплозивного и мантийно-плюмового вулканизма.
Изменения
интенсивности
надсубдукционного вулканизма, с которым в основном связан эксплозивный вулканизм,
происходили периодически и преимущественно в противофазе к изменениям мантийно-плюмового
вулканизма [Добрецов, 1999]. Эти обстоятельства, наряду с главными фазами
тектогенеза и орогенеза, интенсивного метаморфизма и разрушения углеродсодержащих
пород,
обуславливали частое и регулярное чередование ледниковых и безледниковых
периодов и эпох в после-среднерифейской геологической истории [Чумаков, 2001
а]. Интересно
отметить, что три выделенных нами климатических этапа приблизительно совпадают
с тремя этапами становления плитной тектоники Земли [Хаин, 1995]. Это указывает
на определенный параллелизм в геотектонической и климатической эволюции Земли
и на зависимость обеих от эндогенной активности последней.
13.2. Периодические климатические колебания в докембрии
На необратимый и медленный процесс охлаждения поверхности Земли, как уже отмечалось, накладывалась сложная система периодических климатических колебаний. Из восьми перечисленных в предыдущем разделе ледниковых периодов пять были самыми крупными и поэтому их именуют в литературе, "великими оледенениями". Устанавливаются следующие "великие оледенения": 1) позднее позднерифейское (740 млн лет); 2) ранневендское (с максимумом около 600 млн лет); 3) позднеордовикское (максимум - 440 млн лет); 4) позднепалеозойское (максимум -290 млн лет); 5) позднекайнозойское (с максимумом, по-видимому, в плейстоцене). Во время максимумов эти оледенения охватывали большие территории на четырех-пяти континентах, распространяясь, порой до широты 40-30° и, возможно, более низких. Первых четыре оледенения из перечисленных повторялись через 140-160 млн лет, образуя три климатических цикла [Чумаков, 2001 а]. Раннее позднерифейское оледенение, как минимум, охватывало Западную Гондвану, т.е. суперконтинент и не исключено, что оно тоже было "великим" и что от последующего позднего позднерифейского оледенения его отделяло тоже 140-160 млн лет*.
| * Возраст раннего позднерифейского оледенения оценивается в 850-900 млн лет [Trompette, 1994]. |
Последний палеозойский,
ассельско-раннесакмарский, ледниковый максимум отделен от следующего, плейстоценового
временным интервалом в 290 млн лет. Если учесть, что в середине этого интервала,
в конце юры - начале мела, как отмечалось в гл. 7,
имеются следы похолодания и местами сезонный ледовый разнос, то намечаются
еще два крупных климатических
цикла по 140-150 млн лет каждый. Периоды этих пяти (а с древним верхнерифейским
оледенением возможно и шести) климатических циклов близки к тектоническим
циклам Бертрана. Если начинать счет с плейстоцена, каждое второе похолодание
в этом
ряду циклов имеет заметно меньшие масштабы. Поэтому самые крупные оледенения
(плейстоценовое, позднепалеозойское и вендское) образуют циклы длительностью
около 300 млн лет. Циклы "великих оледенений" и их двойные циклы
были ранее отнесены к сверхдлинным климатическим циклам [Чумаков, 19956].
В фанерозое ледниковые и межледниковые периоды, как уже упоминалось выше
(гл. 7, гл.
12) подразделяются на климатические эпохи, века и более мелкие
события.
Малая разрешающая способность радиометрических и биостратиграфических методов
в докембрии, а также ограниченное количество реперных радиоизотопных датировок,
затрудняют в большинстве случаев прямую оценку периодов климатических колебаний
в докембрии. Тем не менее, аналоги многих фанерозойских климатических колебаний
можно, с определенной степенью уверенности, распознать и в протерозое. Наличие
в венде и позднем рифее двух сверхдлинных
климатических
циклов продолжительностью около 140-150 млн лет сейчас достаточно очевидно
(см. рис. 96). Основания для выделения подчиненных им более мелких циклов
дает чередование
ледниковых и межледниковых отложений, которое наблюдается в наиболее полных
разрезах, отвечающих ледниковым фазам сверхдлинных циклов. Эти разрезы по
фациальному составу
отложений, их сочетаниям и мощностям порой бывают, неотличимы от фанерозойских
ледниковых разрезов и на первых этапах исследований иногда ошибочно относились
к фанерозою. Например, вендские ледниковые толщи Средней и Центральной Азии
первоначально были отнесены к пермо-карбону (Э. Норин, Д.В. Наливкин), а
на западе Русской
плиты их порой принимали за плейстоценовые. Раннепротерозойские ледниковые
отложения Грикватуан были отнесены к кембрию или эокембрию [Геверс, Беате,
1940].
Рассмотрим некоторые характерные докембрийские ледниковые разрезы с точки
зрения климатических колебаний. Вильчанская серия Белоруссии, отложившаяся
в лапландский
(варангерский) ледниковый период, состоит из двух свит: верхней ледниковой
глусской и подстилающей ее блоньской (рис. 98). Нижняя часть последней сложена
ледниковыми
отложениями, а верхняя - межледниковыми песчаниками и песчанистыми доломитами.
Глусская свита в полных разрезах содержит три пачки тиллитов, которые разделяются
ленточными глинами с дропстоунами и хорошо отсортированными, по-видимому,
речными песками с тонкими глинистыми пропластками, редкими знаками ряби и
трещинами усыхания.
В кровле этих межтиллитовых пачек наблюдаются гляциодислокации. Можно полагать,
что глусская и нижняя часть блоньской свиты отвечают ледниковым эпохам лапландского
ледникового периода, а разделяющий их перерыв и толща - межледниковой эпохе.
Сочетание разноименных эпох в таком случае представляет длинные климатические
колебания. Чередование пачек тиллитов и пачек озерных и речных отложений
внутри глусской свиты свидетельствует о трех наступлениях и отступлениях
ледников. Эти
события могут соответствовать ледниковым и межледниковым векам, а их сочетания
- средним климатическим колебаниям.
Один из самых полных разрезов лапландского ледникового периода, располагается
на
Среднем Урале [Чумаков, 1998]. Здесь нижний венд состоит из серебрянской
серии и залегающей на ней, местами несогласно, нижней части старопеченской
свиты (рис.
99). Серебрянская серия содержит две мощные ледниковые толщи (танинскую
и койвенскую свиты), а нижняя часть старопеченской свиты тоже представляет
достаточно сложно
построенную ледниковую толщу. Серебрянская серия с одной стороны и нижняя
часть старопеченской свиты с другой соответствуют очевидно двум ледниковым
эпохам лапландского
ледникового периода. Внутри каждой эпохи могут быть выделены ледниковые века
(соответствующие танинской и койвенской свитам, также крупным тиллитовым
пачкам нижне-старопеченской под свиты). В свою очередь танинская и койвенская
свиты
подразделяются на тиллитовые пачки, которые чередуются с нормальными бассейновыми
отложениями, отражающими более короткие межледниковые события.
Аналогичные климатические события, с большей или меньшей уверенностью, отмечены
и в других перечисленных в разделе 13.1, районах развития лапландского гляциогоризонта.
Сложное, но в целом трехчленное строение, имеет стратотипический разрез отложений
этого ледникового периода в Северной Норвегии, а также на Шпицбергене [Чумаков,
1978], в восточной Гренландии [Hambrey, Spencer, 1987]. При этом ледниковые
свиты распадаются на более мелкие ледниковые и межледниковые пачки. Из двух
тиллитовых
подгоризонтов состоит ранневендская формация Наньто Китая [Hambrey et al.,
1981].
Наиболее полные разрезы отложений обоих позднерифейских ледниковых периодов
обычно тоже состоят из чередования ледниковых и межледниковых толщ, которое
указывает
на существование климатических эпох. Отложения последнего позднерифейского
оледенения в Южной Австралии (стертовского) [Preiss, 1987] и на Западе США
(серии Покателло,
Перри Кенион и их аналоги [Link et al., 1994]) содержат следы двух крупных
ледниковых эпизодов, которые могут
рассматривать как ледниковые эпохи, состоящие из более коротких ледниковых
событий. То же можно сказать в отношении двух ледниковых подгоризонтов Большого
конгломерата
Катанги [Hambrey et al., 1981]. Последний относится, очевидно, к отложениям
древнего позднерифейского ледникового периода.
Следы крупных климатических колебаний улавливаются и в раннем протерозое.
Гуронские оледенения длились, по-видимому, не менее 100 млн лет [Crowell,
1999]. Поэтому
в целом их можно рассматривать как канадский ледниковый период (гляциопериод).
Три ледниковые свиты Гуронской надсерии Канады представляют, очевидно, ледниковые
эпохи (рис. 986). Каждая из ледниковых свит имеет достаточно сложный разрез,
а в свите Гауганда, например, выделяются три крупных ледниковых пачки, мощностью
от 80 до 150 м, состоящие из нескольких разнородных пластов тиллитов, разделенные
несогласиями, сланцами и песчаниками [Young, 1970]. События, соответствующие
крупным пачкам, вполне могут рассматриваться как аналоги ледниковых веков,
а их чередование с межледниковыми отложениями, как средние климатические
колебания.
Достаточно сложная цикличность наблюдается в раннепротерозойском грикватаунском
ледниковом горизонте (свите Диамиктиты Макганиене), где скважинами вскрыто
шесть пачек ледниковых отложений мощностью от 8 до 95 м, разделенных межледниковыми
пачками песчаников, железистых карбонатов и известняков мощностью от 4 до
16
м [Visser, 1981]. Чередование нескольких пластов ледниковых и межледниковых
отложений наблюдается и в позднеархейских ледниковых отложениях ЮАР. В гляциогоризонте
группы Мозоан, например, четыре пласта ледниковых отложений, имеющих мощность
от нескольких метров до 20-30 м, разделены пачками песчаников и сланцев мощностью
несколько десятков метров [Young et al., 1998].
  |
Рис.
98.1 - цикличное строение вильчанской ледниковой серии, нижний венд,
Белоруссия |
  |
Рис. 99. Стратиграфическое положение и разрезы ранневендских
ледниковых отложений на Западном Урале Условные обозначения: 1 — ледниковые отложения (тиллиты, песчаники, конгломераты, тонкозернистые отложения с упавшими камнями -"dropstones"); 2 - конгломераты; 3 - песчаники; 4 - кварцитовидные песчаники; 5 - сланцы; 6 - доломиты; 7 - известняки; 8 - венчающие доломиты -"cap dolomites"); 9 - эффузивные породы; 10 - строматолиты; 11 - онколиты; 12 - бесскелетные метазоа; 13 - метафиты; 14 - комплексы микрофоссилий; 15 - обручевеллы; 16 - ледниковые камни; 17 - эрратические камни; 18 - упавшие камни "dropstones"; 19 - венчающие доломиты ("cap dolomites"); 20 - гнёзда камней; 21 - варвы и варвоподобные сланцы; 22 - эрратические глыбы; 23 - реликтовая ориентировка удлиненных камней; 24 - тилловые клинья; 25 - подводно-оползневые нарушения; 26 - подводно-оползневые колобки; 27 - железные руды и железистые породы; 28 - фосфатопроявления; 29 - радиоизотопные датировки, K-Ar, глауконит; 30 - то же, Rb-Sr, граниты; 31 - тоже, U-Pb, граниты, циркон |
Приведенные выше данные позволяют с большой долей вероятности предполагать, что климатические колебания первых рангов - сверхдлинные, длинные и, очевидно, средние проявлялись не только в фанерозое, но и в ледниковые интервалы докембрия. Местами в этих интервалах отмечаются следы и более короткопериодических колебаний.
Выводы
1. Современная климатическая система Земли, характеризующаяся частыми и
периодическими субглобальными оледенениями, сформировалась в позднем рифее
или немного раньше
в результате снижения теплового баланса поверхности планеты и приближению
его к порогу, ниже которого возникают покровные оледенения.
2. Главными причинами снижения теплового баланса, по-видимому, было с одной
стороны снижение активности мантийно-плюмового вулканизма и связанное с
этим ослабление
процессов эндогенной дегазации, а с другой - рост влияния земной биоты. Она
усиливала сток CO2 из атмосферы в виде карбонатов и органических
веществ и захоронение
их в осадках.
3. На фоне медленного охлаждения поверхности Земли в протерозое и, возможно,
в позднем архее во время ледниковых периодов проявлялись сверхдлинные, длинные
и средние климатические колебания, подобные фанерозойским. Они, очевидно,
как и в фанерозое, порождались чередованием периодов повышенной активности
мантийно-плюмового
и надсубдукционного вулканизма.
Литература
Ахмедов A.M. Гляцио-вулканокластические фации бассейнов Калевия Балтийского
щита // Палеовулканология, вулканогенно-осадочный литогенез, гидротермальный
метаморфизм
и рудообразование докембрия. Петрозаводск: Ин-т геологии РАН, 2001. С. 69-70.
Беккер Ю.Р. Открытие эдлакарской биоты в кровле венда Южного Урала // Регион,
геология и металлогения. 1996. №5. С. 111-135.
Геверс Т.В., Беэтс В. Додвайковские ледниковые периоды в Южной Африке //
XVII Междунар. геол. конгр.: Труды. М: Гостоптехиздат, 1940. Т. 6. С. 73-110.
Добрецов Н.Л. Геологические факторы глобальных изменений: Значение катастроф
и периодичности процессов // Геология и геофизика. 1994. Т. 35, № 3. С. 3-19.
Добрецов Н.Л. Правильная периодичность глауко-фансланцевого метаморфизма:
Иллюзия или правильная закономерность // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. С.
430-459.
Монин А.С., Шишков Ю.А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 407 с.
Семихатов М.А. Уточнение оценок изотопного возраста нижних границ верхнего
рифея, венда, верхнего венда и кембрия. Доп. 4 // Дополнения к стратиграфическому
кодексу
России. СПб.: ВСЕГЕИ, 2000. С. 95-107.
Семихатов М.А., Раабен М.Е., Сергеев В.Н. и др. Биотические события и положительная
изотопная аномалия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1999. Т. 7, № 5. С.
3-27.
Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Недра, 1995. 190 с.
Хоментовский В.В. О геохронологическом обосновании венд-нижнекембрийской
шкалы U-Pb датировками по цирконам // Геология и геофизика. 2000. Т. 41,
№ 4. С. 503-515.
Хоментовский В.В., Постников А.А. Неопротерозойская история развития Байкало-Вилюйской
ветви палеоазиатского океана // Геотектоника. 2001. № 3. С. 3-21.
Чумаков Н.М. Вендское оледенение Европы и Северной Атлантики: (Верхний
докембрий) // Докл. АН СССР. 1971. Т. 198, № 2. С. 419-422.
Чумаков Н.М. К стратиграфии верхних горизонтов докембрия на Южном Урале //
Изв. АН СССР. Сер. геол. 1978а. № 12. С. 35-48.
Чумаков Н.М. Докембрийские тиллоиды и тиллиты. М.: Наука, 19786.
204 с.
Чумаков Н.М. Лапландский ледниковый горизонт и его аналоги // Вендская
система: Историко-геологическое и палеонтологическое обоснование. М., 1985.
Т. 2:
Стратиграфия и геологические процессы. С. 167-198.
Чумаков Н.М. Оледенения в геологической истории // Климаты Земли в геологическом
прошлом. М.: Наука, 1987. С. 44-69.
Чумаков Н.М. Среднесибирский гляциогоризонт рифея // Стратиграфия. Геол.
корреляция. 1993а. Т. 1, № 1. С. 21-34.
Чумаков Н.М. Проблемы палеоклимата в исследованиях по эволюции биосферы //
Проблемы доантропо-генной эволюции биосферы. М.: Наука, 19936. С. 106-122.
Чумаков Н.М. Проблема теплой биосферы // Стратиграфия. Геол. корреляция.
1995. Т. 3, № 3. С. 3-14.
Чумаков Н.М. Опорный разрез вендских ледниковых отложений Южного Урала (кургашлинская
свита Криволукского грабена) // Урал: Фундаментальные проблемы геодинамики
и стратиграфии. М.: Наука, 1998. С. 138-153.
Чумаков Н.М. Периодичность главных ледниковых событий и их корреляция с эндогенной
активностью Земли // Докл. АН. 2001а. Т. 367, № 5. С. 656-659.
Чумаков Н.М. Общая направленность климатических изменений на Земле за последние
3 млрд лет // Там же. 20016. Т. 381, № 5. С. 652-655.
Barfod G.H., Albarede F., Knoll A.H. et al. New Lu-Hf and Pb-Pb age constraints
on the earliest animal fossils // Earth and Planet. Sci. Lett. 2002. Vol.
201, N 1. P. 203-212.
Berner R.A., Berner E.K. Silicate weathering and climate // Tectonic
uplift and climate change / Ed. W. Ruddiman. N.Y.: Plenum press, 1997. P.
353-365.
Bertrand-Sarfati J., Moussine-Pouchkine A., Amard В., Ahmed A.A.K. 1st Ediacaran
fauna found in Western Africa and evidence for an Early Cambrian glaciation
// Geology. 1995. Vol. 23, N 2. P. 133-136.
Brasier M.D., Lindsay J.F. Did supercontinental amalgamation trigger the "Cambrian
explosion"? // The ecology of the Cambrian radiation. N.Y.: Columbian
Univ. press, 2001. P. 69-89.
Chumakov V.M. Upper Proterozoic glacigenic rocks and their stratigraphic
significance//Precambr. Res. 1981. Vol. 15. P. 373-395.
Chumakov N.M. The problems of old glaciations: (Pre-Pleistocene glaciogeology
in the URRS) // Sov. Sci. Rev. G. Geology. 1992. Vol. 1. P. 1-208.
Chumakov N.M. One-way and quasi-periodic climate changes: Geologic evidence
// Russ. J. Earth Sci. 2002. Vol. 4, N 4. P. 277-299.
Crowell J.C. Pre-Mesozoic ice ages: their bearing on understanding the climate
system // Geol. Surv. Amer. Mem. 1999. Vol. 192. P. 106.
Culver S.J., Pojeta J., Repetski J.J.E. First record of Early Cambrian shelly
microfossils from West Africa // Geology. 1988. Vol. 16. P. 596-599.
D'Agrella M.S., Pacca I.G., Teixeira W. et al. Paleomagnetic evidence for
evolution of Mezo- to Neo-Proterozoic glacigenic rocks in Central-Eastern
Brazil // Palaeogeogr.,
Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1990. Vol. 80, N 3/4. P. 255-265.
Davidson S., Hambrey M.J. Indications of glaciation at the base
of the Proterozoic Stoer Group (Torridonian), NW Scotland // J. Geol. Soc.
London. 1996. Vol.
153. P. 139-149.
Ernst R.E., Buchan K.L. Lage mafic magmatic events through time and links
to mantleplume heads // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 2001. Vol. 352. P. 483-575.
Evans D.A.D. Stratigraphic, geochronological and paleo-magnetic
constraints upon the Neoproterozoic climatic paradox // Amer. J. Sci. 2000.
Vol. 300.
P. 347-433.
Fairchild I.J., Bradbery L., Spiro B. Reactive carbonate in glacial systems:
A preliminary synthesis of its creation, dissolution and reincarnation //
Earth's glacial record.
Cambridge: Cambrindge Univ. press, 1994. P. 176-192.
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.
Hambrey M.J., Spencer A.M. Late Precambrian glaciation of Central
East Greenland // Geoscience. 1987. Vol. 19. P. 1-53.
Isley A.E., Abbott D.H. Plume-related mafic volcanism and the deposition
of banded iron formation // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. P. 15461-15477.
Lindsay J.F., Brasier M.D. Did global tectonics drive early biosphere evolution?
Carbon isotope record from 2.6 to 1.9 Ga carbonates of Western Australian
basins // Precambr. Res. 2002. Vol. 114, N 1/2. P. 1-34.
Link P.K., Miller J.M.G., Christie-Blick N. Glacial-marine facies
in a continental rift environment // Neoproterozoic rocks of the Western
United States Cordillera.
Cambridge: Cambridge Univ. press, 1994. P. 29-46.
Martin D.M. Depositional setting and implications of Paleoproterozoic
glaciomarine sedimentation in the Hamersley Province, Western Australia //
Bull. Geol.
Soc. Amer. 1999. N 2. P. 189-203.
Narbonne G.M., Aitken J.D. Neoproterozoic of the Mackenzie Mountains, Northwestern
Canada // Precambr. Res. 1995. Vol. 73, N 1/4. P. 101-121.
Narbonne G.M., Gehling J.G. Life after snowball: The oldest complex Ediacaran
fossils // Geology. 2002. Vol. 31, N 1. P. 27-30.
Nelson D.R., Trendall A.F., Altermann W. Chronological correlations between
the Pilbara and Kaapvaal cratons // Precambr. Res. 1999. Vol. 97. P. 165-189.
Pavlov A.A., Hurtgen M.T., Kasting J.F., Arthur M.A. Methane-rich Proterozoic
atmosphere? // Geology. 2003. Vol. 31, N1. P. 87-90.
Preiss W.V. (compiler). The Adelaide geosyncline - Late Proterozoic statigraphy,
sedimentation, palaeontology and tectonics // Bull. Geol. Surv. S. Austral.
1987. Vol. 53. P. 438.
Smith A.G. Paleomagnetically and tectonically based global maps for Vendian
to Mid-Ordovician time // The ecology of the Cambrian radiation. N.Y.: Columbian
Univ. press, 2001. P. 11^16.
Tiwari M. Organic-walled microfossils from the Chert-phosphorite Member,
Tal Formation, Precambrian-Cambrian boundary, India // Precambr. Res. 1999.
Vol.
97, N 1/2. P. 99-113.
Trompette R. Geology of Western Gondwana (2000-500 Ma) Pan-African-Brasiliano
aggregation of South America and Africa. Rotterdam; Brookfield: Balkema,
1994. 350 p.
Trompette R. Neoproterozoic (~600 Ma) aggregation of Western Gondwana: A
tentative scenario // Precambr. Res. 1997. Vol. 82. P. 101-112.
Visser J.N.J. The Mid-Precambrian tillite in the Griqualand West and Transvaal
Basins, South Africa // Earth's Pre-Pleistocene glacial reconrd / Ed. MJ.
Hambrey et al. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1981. P. 180-184.
Walter M.R., Veevers J.J., Calver C.R. et al. Dating the 840-544
Ma Neoproterozoic interval by isotopes of strontium, carbon, and sulfur in
seawater, and some
inte rpretative models // Precambr. Res. 2000. Vol. 100. P. 371-433.
Wang X., Erdtmann В., Xiaohong C., Xiaodong M. Intergrated sequence;,
bio- and chemo-stratigraphy of the terminal Proterozoic to Lowermost Cambrian "black
rock series" from Central South China // Episodes: Intern. Geosci. News
Mag. 1998. Vol. 21, N 3. P. 178-189.
Young G.V. An extensive Early Proterozoic glaciation in North America //
Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1970. Vol. 7. P. 85-101.
Young G.V. Some aspects of the geochemistry, provenance and paleoclimatology
of the Torridonian of NW Scotland // J. Geol. Soc. London. 1999. Vol. 156.
P. 1097-1111.
Young G.V., Brunn V. Von, Gold J.C., Minter W.E.L. Earth's oldest reported
glaciation: Physical and chemical evidence from the Archean Mozaan Group
(~2,9 Ga) of South
Africa // J. Geol. 1998. Vol. 106. P. 523-538.
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
