Глава 14 Проблема климатической зональности в позднем докембрии. Климат и биосферные события

Глава 14
ПРОБЛЕМА КЛИМАТИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ
В ПОЗДНЕМ ДОКЕМБРИИ.
КЛИМАТ И БИОСФЕРНЫЕ СОБЫТИЯ

Н.М. Чумаков, В.Н. Сергеев

14.1. Методические трудности

О характере климата и масштабах климатических изменений в докембрии, в том числе в позднем докембрии, давно идут интенсивные дискуссии. Это не удивительно, поскольку решение данной проблемы связано с большими трудностями. Прямое приложение к докембрию методов палеоклиматических реконструкций, которые разработаны для фанерозоя и которые изложены в предыдущих главах работы, затруднено четырьмя обстоятельствами [Чумаков, 2001в].
Первая и главная трудность связана с низкой разрешающей способностью докембрийской стратиграфии, по сравнению с фанерозойской. По этой причине для раннего протерозоя и рифея глобальные стратиграфические корреляции и все реконструкции могут быть произведены только для отрезков времени продолжительностью первые сотни млн лет. Даже для венда, наиболее короткого и изученного подразделения докембрия, межрегиональные, а тем более глобальные стратиграфические корреляции, могут быть произведены с точностью не более десятков млн лет. В двух-трех, наиболее изученных разрезах венд расчленяется на пять широко коррелируемых подразделений с помощью комплексов ихно- и микрофоссилий, изотопных датировок и аномалий стабильных изотопов, присутствия эдиакарской фауны и ледниковых горизонтов [Knoll, 2000; Walter et al., 2000]. В разрезах Белого моря в средней части венда по фаунистическим комплексам метазоа выделено шесть стратиграфических уровней [Fedonkin, 2003]. В подавляющем же большинстве других разрезов венда комплекса стратиграфических данных, необходимых для такого расчленения и тем более для глобальных корреляций региональных подразделений, недостаточно. В разрезах венда сейчас различаются и коррелируются только три подразделения, два из которых можно считать маркирующими. В ряде разрезов на границе венда и кембрия выделяется немакит-далдынский горизонт, который содержит дотоммотскую мелкораковинную фауну. В России этот горизонт, являющийся первым из упомянутых маркеров, относится к венду как его верхнее подразделение*.

* Западные исследователи, следуя решению Международного стратиграфического комитета, считают немакит-далдынский горизонт первым подразделением нижнего кембрия.

Вторым стратиграфическим маркером может служить лапландский ледниковый горизонт, который располагается в основании венда [Соколов, 1985; 1998]. Между этими двумя стратиграфическими маркерами заключена большая средняя часть венда. К сожалению, оба упомянутых маркера известны далеко не во всех разрезах. Немакит-далдынский горизонт и его вероятный стратиграфический аналог ровенский горизонт установлены лишь в нескольких районах и по разным группам организмов. Лапландский ледниковый горизонт, судя по имеющимся данным, имел субглобальное развитие и может использоваться как климатостратиграфический маркер. Однако идентифицировать и сопоставлять оледенения между собой можно лишь при наличии дополнительных биостратиграфических, радиоизотопных и изотопных датировок. Остальные стратиграфические горизонты, выделяемые в вендской системе, являются региональными. В лучшем случае для них возможны межрегиональные корреляции по разрозненным палеонтологическим и изотопным данным. Поэтому обосновать возраст и синхронность климатически значимых позднедокембрийских отложений и климатических индикаторов на разных континентах весьма сложно. Чисто литологические сопоставления в межрегиональных и, тем более, межконтинентальных корреляциях вендских отложений, использоваться не могут из-за неизбежных фациальных изменений, особенно сильно проявляющихся в ледниковые периоды. Такие корреляции в лучшем случае ведут к субъективным и ошибочным построениям, создающим видимость правдоподобия. Кроме того, недостаточность докембрийской стратиграфической базы приводит к суммированию палеоклиматических данных для крупных временных интервалов и к наложению друг на друга признаков разных климатических поясов, иногда даже пояса антагонистов. Наглядным примером последнего в фанерозое является Аравийский п-ов, в пределах которого каменноугольные и раннепермские тиллиты перекрываются более молодыми раннепермскими эвапорит-карбонатными породами (см. гл. 12). Аналогичный случай фиксируется в венде Китая, где тиллиты свиты Наньто подстилают отложения эвапорит-карбонатной платформы свит Доушаньто и Денин. Такие случаи требуют трезвой оценки. По существу, палеоклиматические реконструкции для широких стратиграфических интервалов могут установить только области преимущественно холодного и преимущественно теплого климатов, поскольку при любом частичном перекрытии ареалы индикаторов холодных поясов в целом все же будут располагаться в более высоких широтах, чем ареалы индикаторов теплого климата. При этом все время следует иметь ввиду возможность очень быстрых климатических изменений и асимметричного расположения климатических поясов. Как показано в гл. 12, в ассельско-раннесакмарское время, например, такая асимметрия выражалась в гипертрофированном развитии ледникового и почти полной редукции умеренного поясов южного полушария и обратном их соотношении в северном полушарии. В любом случае суммирование палеоклиматических данных за большие промежутки времени может дать только очень приблизительные реконструкции - наметить расположение областей, где преобладали или только эпизодически проявлялись самые яркие типы климатических обстановок. Все детали на реконструкциях будут нивелироваться в результате осреднения. Вторая существенная трудность изучения палеоклиматов в докембрии связана с тем, что еще нет надежных реконструкций расположения континентов. Существующие реконструкции сильно, иногда принципиально, различаются между собой (обзор см. [Powell, Meert, 2001]) и с палеоклиматическими данными [Chumakov, 1992]. Это, как считают многие специалисты, в первую очередь связано с малым количеством надежных докембрийских палеомагнитных данных [Meert, van der Voo, 1995; Evans, 2000; Smith, 2001 и др.]. Одним из проявлений явного дефицита таких данных стала острая дискуссия о глобальных позднекембрийских оледенениях, на которой мы остановимся позже. Некоторые исследователи считают поэтому, что для проверки и корректировки позднедокембрийских палеогеографических реконструкций, основанных главным образом на палеомагнитных данных, следует, кроме геологических и палеонтологических данных, использовать палеоклиматические индикаторы [Хаин, Ясаманов, 1987; Чумаков, 2001в; Smith, 2001 и др.].
Третья трудность, стоящая на пути реконструкций докембрийских климатических поясов, состоит в том, что по мере увеличения возраста отложений существенно сокращается набор литологических и палеонтологических индикаторов климата. Главными литологическими индикаторами, которые могут быть использованы для реконструкций в докембрии, являются тиллиты, эвапориты (гипсы, соли) и карбонатные платформы. Менее однозначны - карбонатные и особенно бескарбонатные красноцветы (конечно, если нет дополнительных признаков - минералогических, текстурных и т.д.). Особенно мало в венде индикаторов гумидности. Бокситы в данном стратиграфическом интервале встречаются лишь в исключительных случаях. Сероцветные терригенные породы, которые вообще не являются достаточно надежным признаком гумидных обстановок, в столь древних породах часто имеют вторичное происхождение. В результате на палеоклиматических реконструкциях обычно отражается максимальное распространение наиболее ярких и определенных индикаторов: тиллитов и эвапоритов. Это ведет к преувеличенному развитию ледниковых и аридных поясов (особенно при вероятной разновозрастности этих индикаторов за счет гумидных зон. Среди биологических, точнее био-литологических индикаторов) в докембрии остаются лишь строматолитовые рифы, которые слагают порой мощные толщи и свидетельствуют о теплом климате.
Следует отметить, что актуалистическая интерпретация условий образования докембрийских отложений тоже затруднена из-за специфических обстановок седиментации. Эта специфичность порождалась иными формами жизни, другим составом атмосферы, иной скоростью вращения Земли, иной интенсивностью и структурой солнечной инсоляции и т.д. Кроме того, в докембрийских отложениях часто нарушаются и поэтому не могут использоваться изотопные системы, на основе которых производятся палеотемпературные определения и изучаются стабильные изотопы в фанерозое. Использование геохимических признаков в древних отложениях тоже в значительной степени осложняется вероятностью переотложения осадочного материала [Маслов, Гареев, 2003].
Наконец, четвертое затруднение для реконструкций докембрийских климатических поясов заключается в том, что ареалы развития отложений позднего докембрия очень разобщены. Это связано с длительными периодами их последующего размыва, а также с перекрытием более молодыми отложениями, что вынуждает чаще, чем обычно, прибегать к далеким интерполяциям и экстраполяциям. Они также лимитируют точность реконструкций.

14.2. Региональные палеоклиматические реконструкции

Несмотря на перечисленные трудности, мелкомасштабные региональные палеоклиматические реконструкции, которые не связаны с далекими корреляциями, осуществляются для ледниковых интервалов докембрия довольно успешно. Их примерами могут быть реконструкции для раннего венда Европейской платформы [Чумаков, 1971; 1978; 1985; Spencer, 1975], позднего рифея Австралии [Чумаков, 1978; Preiss, 1987], венды и позднего рифея Африки [Чумаков, 1978 и др.].
Здесь в качестве нового примера рассмотрена палеоклиматическая реконструкция для раннего венда Западного Урала и прилежащей части Европейской платформы, которая дополняет перечисленные выше реконструкции (рис. 100). Главные центры оледенений в это время были на Восточно-Европейском континенте, где располагался огромный ледниковый щит. О существовании такого щита свидетельствует широкое распространение континентальной ледниковой формации лапландского горизонта. Выводные ледники этого щита спускались в морской бассейн, существовавший на месте современного западного склона Северного, Среднего и Южного Урала, образуя зону периферических шельфовых ледников. На это указывают присутствие в марино-гляциальных тиллитах Западного Урала валунов древних гранитов и гнейсов из кристаллического фундамента Восточно-Европейского континента [Боровко, 1967; Курбацкая, Аблизин, 1970]. В морском Уральском бассейне отлагались мощные мариногляциальные толщи. Разнообразные фации ледниковых отложений присутствуют в чурочинской свите Полюдова кряжа, серебрянской серии, старопеченской и вильвенской свитах Среднего Урала, кургашлинской свите Криволукского грабена и аршинской свите Тирлянской мульды на Южном Урале. Стратиграфическое положение между верхнерифейскими отложениями и верхневендскими отложениями с фауной и следами жизнедеятельности Metazoa [Беккер, 1992], присутствие вендских микрофоссилий [Головенок и др., 1989 и др.], а также некоторые изотопные датировки ниже- и вышележащих отложении указывают на то, что рассматриваемые ледниковые толщи имеют нижневендский возраст и могут быть отнесены к лапландскому ледниковому горизонту (гл. 13, рис. 99). Стратиграфические взаимоотношения между перечисленными подразделениями дискутируются и трактуются по-разному. Мы используем схему корреляции, которая основана на новых данных относительно стратиграфических взаимоотношений ледниковых подразделений с вмещающими отложениями в опорных разрезах раннего венда Урала [Чумаков, 1998].

Рис. 100. а - обобщенный профиль через лапландский ледниковый горизонт Западного Урала
Условные обозначения: 1 - ледниковые отложения; 2 - терригенные межледниковые и послеледниковые отложения;
3 - верхнерифейские отложения. V₁¹ - серебрянская серия; V₁² - чурочинская свита, нижние подсвиты старопеченской и кургашлинской свит; V₂ — верхний венд.

б - реконструкция лапландского оледенения Западного Урала.
Условные обозначения: 1 - ледниковый щит; 2 - шельфовые ледники, временами всплывавшие; 3 - шельфовые ледники на плаву; 4 - зона айсбергов; 5 - выходы ледниковых отложений на поверхность

Строение ледникового комплекса в пределах рассматриваемого региона достаточно сложно. Наблюдаются значительные колебания его мощности, меняется строение разрезов и фациальный состав. В целом с запада на восток, по мере удаления от центров оледенений, происходит увеличение стратиграфического объема и мощности гляциогоризонта, а также возрастание в нем роли дистальных ледниковых и неледниковых фаций. Чередование тех и других фиксируют неоднократные ледниковые осцилляции, с которыми были связаны смещения фациальных зон. Поэтому структурно-фациальные зоны в ледниковых бассейнах могут быть выделены только по преобладающим фациям.
В уральском вендском ледниковом бассейне при движении с запада на восток можно выделить три главные структурно-фациальные зоны (рис. 100):
1) зона преобладания проксимальных отложений шельфовых ледников, находившихся на плаву и временами опускавшихся на дно бассейна. Отложения этой зоны наблюдаются в разрезах Полюдова кряжа, где в довольно мощном разрезе чурочинской свиты (около 500 м) преобладают массивные тиллиты. Характерно чередование акватиллитов и ортотиллитов (базальных тиллитов). На присутствие акватиллитов указывает беспорядочная ориентировка удлиненных обломков, прослои черных углистых сланцев и присутствие венчающих доломитов. В базальных тиллитах наблюдается реликтовая (лишь частично нарушенная слабым кливажем) первоначальная ориентировка камней. На близость линии налегания ледника на дно указывают отдельные пачки флювиальных конгломератов. В составе свиты имеются, по-видимому, также пачки ледово-морских отложений. Они отличаются средними меньшими размерами камней, лучшей их окатанностью и некоторой отсортированностью. Встречаются ленточные сланцы, по текстуре совершенно идентичные плейстоценовым ледниковым ленточным глинам (варвам), что подтверждает присутствие в разрезе континентальных ледниковых фаций. Разрез свиты заканчивается пластом "венчающего доломита", который фиксирует быстрое окончание (терминацию) оледенения. На доломите залегает толща углистых сланцев. Венчающие доломиты и покрывающие их черные сланцы являются весьма характерной чертой многих докембрийских мариногляциальных разрезов [Chumakov, 1992]. Структурно эта фациальная зона была приурочена к шельфу континента;
2) зона чередования дистальных отложений шельфовых ледников, находившихся на плаву и айсберговых отложений (танинская свита, часть койвинской и старопечинской свит) с терригенными и иногда карбонатными межледниковыми отложениями (карбонатные пачки койвинской свиты). К этой зоне могут быть отнесены области развития серебрянской серии, старопеченской свиты, кургашлинской и аршинской свит. С ледниковыми отложениями здесь ассоциируются подводные конуса выноса подледных рек, образующие мощные линзовидные песчаные пачки в проксимальной части (среднетанинская подсвита) и турбидиты с песчаными пачками в дистальной части подводного конуса (нижняя часть горевской свиты). Как ледниковые, так и межледниковые отложения частично перерабатывались подводно-коллювиальными процессами, образуя пачки турбидитов и оползневых отложений. Роль турбидитов в разрезе ледникового комплекса этой зоны постепенно увеличивается в восточном направлении. Среди ледниковых камней здесь, кроме эрратических, принесенных с запада, встречаются камни, которые указывают на местные источники сноса. Эта фациальная зона была приурочена к внешнему шельфу и верхней части континентального склона Восточно-Европейского континента или, как думают некоторые, к западному борту рифтового прогиба;
3) зона преобладания турбидитов и подчиненных им айсберговых отложений. Последние устанавливается по присутствию рассеянных галек и крупных валунов. К этой зоне может быть отнесена область развития вильвинской свиты. Структурно эта зона была приурочена к основанию континентального склона или центральной части рифтового прогиба.
В районах вулканической деятельности в Уральском ледниковом бассейне локально формировались железистые породы и руды (койвенская свита р. Усьвы, магнетитсодержащие сланцы вильвинской свиты). Подобная ассоциация марино-гляциальных, вулканогенных и железистых пород и руд достаточно закономерна. Она известна в ряде позднедокембрийских бассейнов. В частности, с ледниково-вулканогенными толщами связаны железорудные проявления и месторождения, иногда грандиозные: в Киргизии, Западной Канаде, Бразилии, Южной Африке, на юго-западе США и Австралии. В постледниковых и межледниковых отложениях Урала отмечены многочисленные фосфатные проявления [Боровко, 1967; Курбацкая, Аблизин, 1970]. Постледниковые фосфатные проявления и месторождения имеют широкое развитие и во многих других докембрийских и палеозойских постледниковых отложениях (Саяны, Западная и Южная Африка и др. [Чумаков, 1984]).

14.3. Климат и климатическая зональность венда

Значительно сложнее, чем с региональными палеоклиматическими реконструкциями, обстоит дело с глобальными реконструкциями для того же венского периода. В данном разделе сделана первая попытка приблизиться к пониманию глобальной климатической зональности этого периода. Для избежания ошибок и необоснованных субъективных построений мы в своих реконструкциях использовали только те местонахождения вендских отложений, в которых имеются какие-то объективные стратиграфические данные для расчленения и далеких корреляций разрезов, а также для палеоклиматических интерпретаций.
Сначала остановимся на том, как решались методические трудности, отмеченные в начале главы. Там уже говорилось о том, что имеются возможности в ряде разрезов расчленить венд на три, очень неравные по продолжительности части, которые, хотя и с трудом, удается проследить в настоящее время на нескольких континентах. Эти части, условно именуемые здесь "ранним", "средним" и "поздним вендом", были прослежены в опорных разрезах венда на разных континентов на основании данных о распространении эдиакарской, мелкораковинной и другой многоклеточной фауны, микрофоссилий, многоклеточных водорослей, ледниковых горизонтов и радиохронологических данных (рис. 101). "Ранний", "средний" и "поздний венд" соответствуют на русской плите: а) лапландскому ледниковому горизонту; б) редкинскому и котлинскому горизонтам; в) ровенскому горизонту Б.С. Соколова [1998]. В Сибири вероятным стратиграфическим аналогом ровенского горизонта является немакит-далдынский горизонт. За рубежом эти три части вена обычно именуются соответственно варангерием, эдиакарием и дотрилобитовым кембрием. В "поздний венд" на корреляционной схеме, кроме немакит-долдынского горизонта местами, видимо, попадают и самые нижние горизонты томмотского яруса кембрия, поскольку положение нижней границы последнего во многих регионах не определено. Вероятность этого особенно велика там, где вблизи данной границы появляются немые ледниковые отложения.
По современным данным возраст нижней границы венда оценивается в 600 +/- 10 млн лет, а верхней - в 535 +/- 1 млн лет и, таким образом, он имеет продолжительность около 60-65 млн лет [Семихатов, 2000 и др.]. Очень предположительно, по аналогии с фанерозойскими ледниковыми событиями, можно полагать, что лапландскому ледниковому горизонту ("нижнему венду") соответствует временной интервал длительностью 10-15 млн лет. Немакит-далдынский горизонт ("верхний венд") образовался за время, оцениваемое от нескольких до 10-12 млн лет. Можно думать поэтому, что основная, средняя часть вендской системы, заключенная между лапландским и немакит-далдынским горизонтами и включающая редкинской и котлинский горизонты и их аналоги, приблизительно соответствует временному интервалу длительностью 40 - 45 млн лет. Эта часть венда часто именуется эдиакарием. Таким образом, наименьшие интервалы, для которых можно попытаться составить вендские палеоклиматические реконструкции, соизмеримы по длительности с фанерозойскими периодам, отделами или очень большими ярусами.

Рис. 101. Схема корреляции ледниковых горизонтов и других климатических индикаторов в опорных разрезах венда. Названия надгрупп, групп и подгрупп написаны заглавными буквами, формаций и более мелких стратиграфических подразделений - строчными. V_I, V_II, V_III - "ранний", "средний" и "поздний венд" - неформальные условные подразделения, используемые в работе

Условные обозначения: 1 - ледниковые отложения; 2 - предполагаемые ледниковые отложения; 3 - венчающие карбонаты (cap carbonates); 4 - карбонатные платформы; 5 - карбонаты красноцветные; 6 - черные сланцы; 7 - карбонатные красноцветные сланцы; 8 - туфы и туффиты; 9(а) - игнимбриты, б - габбро; 10(а) - пачки и пласты гипсов и ангидритов, (б) - включения и псевдоморфозы гипсов, 11(а) - галит, (б) - псевдоморфозы по галиту; 12 - строматолиты; 13 - ледниковое ложе; 14 - упавшие камни (dropstones); 15 - ледниковые мостовые; 16 - ледниковые камни; 17 - эрратические камни; 18 - варвы; 19 - ледниковая ориентировка камней; 20 - псевдоморфозы по ледяным клиньям и морозобойным трещинам; 21 - криотурбации; 22 - гляциодислокации; 23 - железные руды и железистые породы; 24 - комплексы сфероморфных микрофоссилий; 25 - комплексы акантоморфных микрофоссилий; 26 - ихнофоссилии (1) - комплекс Planolites и др., (2) - комплекс Phycodes и др., (3) - комплекс Rusophycus и др.; 27 - доэдиакарские "многоклеточные организмы; 28 - комплексы эдиакарской фауны; 29 - метафиты; 30 - Claudina; 31 - Sabellidites; 32 - Platisolenites; 33 - археоциаты; 34 - спикулы губок; 35 - мелкораковинная фауна; 36 - протоконодонты; 37 - трилобиты; 38 - Salterella; радиоизотопные датировки - 39 - zU/Pb по циркону; 40 - Rb/Sb; 41 - U/Rb; по обломкам пород - 42 - Pb/Pb; по фосфоритам - 43 - Lu/Hf; по фосфоритам; 44 - датировки из смежных районов; 45 - согласные контакты; 46 - несогласные контакты; 47 - угловые несогласия; 48 - фиксируемые хиатусы.
Литературные ссылки (1,2)- Narbonne, Aitken, 1995; Walter et al., 2000. (3,4,5) - Myrow, 1995; Myrow, Kaufman, 1999; Narbonne, Gehling, 2003. (6, 7) - Чумаков, 19786; Harland et al., 1993. (8,9) - Vidal, 1981; Gorokhov et al., 2001. (10, 11) - Аксёнов, 1985; Vidal, Moczydlowska, 1995; Martin et al., 2000. (12, 13) - Бек-кер, 1992; Чумаков, 1998а. (14, 15) - Королёв, Киселёв, 1981; Hambrey et al., 1981. (16) Yin, Guan, 1999. (17, 18) - Wang, et al., 1998; Barfod et al., 2002. (19, 20) - Brasier, McCarron, 2000; Leather et al., 2002. (21, 20) - Tiwari, Knoll, 1994; Tiwari, 1999. (23, 24) - Preiss, 2000; Walter et al, 2000, Calver, 2000. (25, 26) - Germs, 1995; Walter et al., 2000. (27) - Trompette, 1994, 1996. (28) - Alvarenga, 1988; Alvarenga, Trompette, 1992

Ситуация с палеогеографической основой для палеоклиматических реконструкций более сложная. Сейчас опубликовано более полутора десятков вариантов реконструкций расположения континентов в венде (обзор до 1990-х гг. см. [Chumakov, 1992; Kirschving, 1992а], позднее [Scotese, Mekerrow, 1990; Dalziel et al., 1994; Young, 1995; Моссаковский и др., 1996; Piper, 2000; Dalziel, Soper, 2001; Smith, 2001, Атлас.., 2002] и многие др.). Все эти реконструкции различаются между собой, иногда весьма значительно, и порой это случается с реконструкциями одного и того же автора, опубликованными с промежутками в два-три года. Такая ситуация свидетельствует об очень интенсивных и целеустремленных, но еще незавершившихся поисках убедительных решений данной проблемы. Решение ее, надо надеется, будет найдено в не очень далеком будущем, поскольку уже заметно некоторое сближение разных концепций. Сейчас же в качестве палеогеографической основы для составления палеоклиматических схем нами выбраны реконструкции расположения континентов, предложенные А. Смитом [Smith, 2001] и уточненные А. Смитом и Пикерингом [Smith, Pickering, 2003] для начала и середины венда, а также самого раннего нижнего кембрия. Они оценивают возраст этих подразделений в 60, 580 и 540 млн лет. К нижнему кембрию согласно решению Международной стратиграфической комиссии, Смит отнес немакид-далдынский горизонт, который в России и данной работе рассматривается, как верхний горизонт венда. Рtконструкции составлены А. Смитом с учетом наиболее надежных палеомагнитных и палеотектонических данных, а также исходя из представлений о высоко- и среднеширотном размещении ранневендских тиллитов. Впрочем, как будет видно из дальнейшего, полностью реализовать последнее намерение А. Смиту в своих реконструкциях не удалось. Тем не менее, его построения представляют, по-видимому, наиболее удачную попытку согласовать палеомагнитные и геологические данные на сегодняшний день. Мы используем эти реконструкции лишь с небольшими изменениями, о которых будет сказано ниже.
Что касается ограниченного количества палеоклиматических индикаторов, то это обстоятельство особенно затрудняет выделение в вене гумидных областей. В то же время достаточно уверенно могут быть намечены области холодного климата по эпизодическому развитию в них ледниковых отложений, области теплого климата по карбонатным платформам и области аридного климата по присутствию эвапоритов, карбонатных и в отдельных случаях - бескарбонатных красноцветов.
Поздний венд. Перечисленные выше климатические индикаторы были в начале нанесены на палеогеографическую реконструкцию немакит-далдынского горизонта (по А. Смиту - самого раннего нижнего кембрия с возрастом 540 млн лет). Интерполяция между районами распространения этих индикаторов позволяет, как показывает рис. 102в, наметить в общих чертах положение в позднем венде (и самом начале кембрия?) три субширотных климатических пояса: два пояса холодного, временами ледникового климата, и теплый, местами аридный, климатический пояс между ними. К северному холодному поясу приурочены ледниковые отложения вблизи границы венда и кембрия в Таримском и Северокитайском блоках [Hambrey et al., 1981]. В пределах Северокитайского блока в нескольких местах сохранились следы штрихованного ложа этих покровов [Guan et al., 1986]. Если судить по реконструкции А. Смита, в максимумы оледенений континентальные ледниковые покровы в Северном полушарии могли достигать 45° с. п-ш. Южный холодный пояс, фиксируемый по раннекембрийским или поздневендским ледниковым отложениям Северной и Западной Африки (западно-африканский гляциогоризонт [Чумаков, 1993, Bettrand-Sarfati et al., 1995; Trompette, 1997]), ограничивался, по-видимому, высокими южными широтами (более 75°). Не совсем ясно географическое положение казахстанских и тянь-шаньских поздневендских ледниковых отложений (байконурского гляциогоризонта [Чумаков, 1978]). На своих реконструкциях A. Smith [2001] присоединил соответствующие тектонические блоки к Сибирскому континенту, показанному в низких широтах южного полушария. Исходя из широкого развития байконурского гляциогоризонта (и его аналогов) на казахских и тянь-шаньских блоках и сходства тянь-шаньских ледниковых разрезов с разрезами Тарима, а также основываясь на принципе наименьшего последующего перемещения, представляется более логичным предположить, что и тянь-шанские блоки были близки между собой и располагались в Северном полушарии на некотором расстоянии от Тарима. В самых общих чертах такое расположение казахских и тянь-шаньских блоков ближе к представлениям коллектива исследователей, изучавших геодинамику Центрально-Азиатского складчатого пояса [Моссаковский и др., 1996; Атлас..., 2002].
Между холодными поясами в поздневендское время в низких и частично в южных средних широтах располагался жаркий пояс, в котором формировались карбонатные платформы (Северо-Западная Америка, Сибирь, Аравия, Южнокитайский блок). Большая часть этого пояса была аридной, на что указывают соли, гипсы и ангидриты Сибири [Жарков, 1974; Хоментовский, 1985], Аравии [Walter et al., 2000], Ирана, Северо-Западной Индии [Strauss et al., 2001], карбонатные красноцветные отложения в Южной Африке [Germs, 1995] и Австралии [Walter et al., 1995]. Бескарбонатные, но с признаками аридности красноцветы известны в решминской свите на Восточно-Европейской платформе (загипсованность, пленки галита, трещины усыхания [Аксенов, 1985]) и на севере Индии [Tiwari, 1999; Kumar et al., 2000]. Самые южные полимиктовые красноцветные толщи, согласно реконструкции располагались на 60° ю. п-ш. (суворовская свита Юго-Западной Украины). Эти данные как будто подтверждают вывод о том, что холодный пояс южного полушария ограничивался высокими широтами, а средние широты занимал аридный пояс.
Из сказанного следует три вывода. Во-первых, очень важный для нас вывод о том, что реконструкции А. Смита и палеоклиматические данные в общих чертах согласуются с общими климатическими закономерностями Земли и что они, очевидно, достаточно хорошо отражают реальную палеогеографическую ситуацию в венде. Во-вторых, не менее важный вывод о том, что климат верхнего венда был ледниковым, а биосфера - холодной. В-третьих, вывод о том, что климатическая зональность в конце венда была весьма асимметричной. Эта черта, наряду с предыдущей, сближает поздневендский климат с фанерозойским.
Средний венд. Исходя из ранее сделанного вывода о хорошем отражении реконструкциями А. Смита реальной вендской палеогеографии, можно заключить, что в среднем венде глобальный климат на земле был безледниковым (рис. 102б). В низких и части средних широт формировались карбонатные платформы (Австралия, Казахстан, Северная Индия, Аравия, Южная Африка, Северная Америка, Сибирь, Южный Китай), а иногда карбонатные и бескарбонатные красноцветы. Периодическое отложение солей и гипсов на севере Индии, в Сибири, Южном Китае и районе современного Персидского залива, указывает на широкое распространение в пределах этого пояса аридных обстановок. В это время к югу от теплого пояса в высоких широтах на Восточно-Европейской платформе и в Приуралье в мелководном валдайском бассейне накапливались голубовато-серые тонкозернистые и тонкослоистые глины и алевролиты, иногда углистые, обогащенные органическим веществом и содержащие остатки эдиакарской фауны и метафитов. В краевых частях валдайского бассейна тонкозернистые и тонкослоистые породы сменялись более грубозернистыми бескарбонатными пестроцветами с примесью калинита, что указывает на размыв гумидных кор выветривании в областях сноса. Это позволяет думать, что на прилежащей к валдайскому бассейну суше климат был теплый и гумидный. Таким образом, высокие широты в среднем венде характеризовались, по-видимому, гумидным и довольно теплым климатом. Это предположение согласуется с тем, что в среднем вене не найдено никаких признаков оледенений.

Рис. 102. Палеоклиматические схемы вендской системы (палеогеографическая основа [по Smith, 2001; Smith, Pickering, 2003,c изменениями])
а - ранний венд (лапландское, варангерское время); б - средний венд (редкинско-котлинское время, эдиакарий); в - конец венда - начало нижнего кембрия (немакит-далдынский, начало томотского века).
Условные обозначения: 1 - преимущественно континентальные ледниковые отложения; 2 - преимущественно марино-гляциальные ледниковые отложения; 3 - вероятно ледниковые отложения; 4 - направления движения ледников; 5 - каменная, другие соли; 6 - псевдоморфозы по каменной соли; 7 - гипсы и ангидриты; 8 - псевдоморфозы по гипсам и ангидритам; 9 - карбонатные платформы, известняки и доломиты; 10 - оолитовые известняки и доломиты; 11 - красноцветные карбонатные песчаники; 12 - красноцветные карбонатные сланцы; 13 - строматолиты; 14 - бесскелетные многоклеточные животные; 15 - приблизительные границы климатических поясов.
Буквенные обозначения: Ав - Австралия; АН - Антарктида; Ар - Аравия; Аф - Африка; Б - Бирма; Г - Гренландия; Е - Север-Восточная Европа; И - Индия; ИК - Индо-Китай; Ир - Иран; К - Казахстанские блоки; Н - Ньюфаундленд; С - Средняя Сибирь; СА - Северная Америка; СК - Северный Китай; Т - Тибет; Тр - Тарим; Ш - Шпицберген; ЮА - Южная Америка; ЮК - Южный Китай

Палеоклиматические данные данные по среднему венду позволяют таким образом думать, что средний венд был безледниковой эпохой, а биосфера находилась в теплом состоянии.
Ранний венд. В противоположность среднему венду следы оледенений очень широко распространены в отложениях раннего венда, (рис. 101, 102а). Наиболее крупными и одновременно стратиграфически лучше изученными регионами развития ранневендских ледниковых отложений являются северо-восточная часть Европейской платформы с прилежащими к ней складчатыми зонами и Шпицберген [Чумаков, 1978; 1985], восточная Гренландия [Hambrey, Spencer, 1987], горы Макензи [Narbonne, Aitken, 1995], Южная Африка [Germs, 1995], Малые Гималаи [Tiwary, Knoll, 1994], Австралия [Preiss, 1987, 2000; Walter, 2000], Южный Китай [Lu et al., 1985; Wang et al, 1998] и ряд других регионов (рис. 101, 102а). Ранневендский возраст и генезис ледниковых отложений в этих регионах достаточно хорошо обоснован многолетними исследованиями не одного поколения геологов [Чумаков, 1978; 1985; Hambry et al., 1981]. Помимо этих имеются многочисленные местонахождения вендских ледниковых отложений, возраст или генезис которых недостаточно ясен [Evans, 2000].
Ранневендские ледниковые отложения, возраст и генезис которых хорошо обоснован, были распространены почти на всех крупных континентах и многих микроконтинентах. Столь широкое их распространение говорит о ярко выраженном ледниковом климате раннего венда и остро ставит вопрос о масштабах оледенения. Если основываться на реконструкции А. Смита и К. Пикеринга можно думать, что ледники распространялись от полюса до 5° с. п-ш. в Северном полушарии и от полюса почти до 10° ю. п-ш. в Южном полушарии (рис. 102а). Таким образом, несмотря на намерения А. Смита построить свои реконструкции так, чтобы тиллиты не попадали в низкие широты, полностью избежать этого ему не удалось.Он весьма решительно игнорировал широко признанные палеомагнитные определения низких палеоширот, полученные по породам ранневендской ледниковой подгруппы Ерелина Южной Австралии, поместив этот континент в средние широты северного полушария, однако гималайские, аравийские, южноафриканские и канадские нижневендские ледниковые отложения все равно попадают на его реконструкциях в низкие широты (от 30° до 15°). Сходный результат получается, если основываться на других существующих палеогеографических реконструкциях венда или раннего венда. На них часть ледниковых отложений тоже попадает в низкие широты.
Установить неледниковые фации в отложениях раннего венда удается только в отдельных разрезах. Такие разрезы довольно редки, так как там, где ледниковых отложений нет, в основании венда в большинстве случаев наблюдаются перерывы. Причиной широкого развития последних было, по-видимому, гляциоэвстатическое осушение многих шельфов и внутриконтинентальных бассейнов. Не исключено, что такая ситуация частично отражает трудности стратиграфической идентификации нижнего венда в неледниковых фациях. В тех же разрезах, где такие фации удается установить, нет четких палеоклиматических индикаторов.
На первый взгляд сложившаяся ситуация подтверждает недавно возрожденную гипотезу В.Б. Харланда о глобальном оледенении Земли в "инфра-кембрии" [Harland, 1964]. Гипотеза В.Б. Харланда основывалась, главным образом, на представлении о приблизительной одновозрастности почти всех неопротерозойских тиллитов и на определениях слабо наклоненных палеомагнитных направлений в породах вмещающих тиллиты Шпицбергена и Гренландии. Эти пологие направления, как вскоре выяснилось, были наложенными и существенно более поздними. Одновременно было показано, что позднедокембрийские ледниковые отложения весьма разновозрастны [Cahen, 1963; Martin, 1965; Чумаков, 1972]. Таким образом, обе основные предпосылки для гипотезы о глобальном оледенении в "инфра-кембрии" оказались ошибочными. Несмотря на это, гипотеза позднедокембрийского глобального оледенения продолжала и продолжает пользоваться успехом. В новом варианте она известна под именем гипотезы "snowball Earth", т.е. "Земля-снежок" [Kirschvink, 1992 b; Hoffman, Schrag, 2002]. Согласно этой гипотезе Земля в позднем рифее и раннем венде неоднократно подверглась мощным оледенениям, простиравшимся от полюса до полюса, включая океаны, и продолжавшимся несколько млн лет. Такой срок требуется для накопления CO₂ в атмосфере до уровня необходимого для прекращения оледенения. С помощью этой гипотезы умозрительно объясняются некоторые изотопные и седиментационные аномалии (отрицательные δ¹³C, венчающие карбонаты, появление железных руд) и это тоже рассматривается, как аргументы в ее пользу.
В действительности, доказательств в пользу этой гипотезы немного. Главные аргументы основаны на палеомагнитных определениях. Однако в настоящее время для позднедокембрийских ледниковых и вмещающих их отложений имеется всего два палеомагнитных определения палеоширот, которые отвечают всем критериям надежности [Evans, 2000]. Одно из них, относящееся к свите Лианто Южного Китая, указывает на средние палеошироты, а второе, к уже упоминавшейся ранневендской ледниковой подгруппы Ерелина Южной Австралии. Оно дает низкие палеошироты. Палеомагнетизм пород из подгруппы Ерелина изучался многократно, разными лабораториями и результаты считается весьма надежными. Впрочем, некоторые авторитетные палеомагнитологи все же сомневаются в точности этих определений [Meert, van der Voo, 1995]. Кроме определения из подгруппы Ерелина, имеется еще два менее надежных низкоширотных палеомагнитных определений и несколько малонадежных [Evans, 2000].
Хотя решающих контраргументов против гипотезы "snowball Earth" в настоящее время нет, существуют серьезные сомнения в ее справедливости. Они основываются на следующих четырех фактах:
1) во-первых, существуют разрезы с постепенным переходом от верхнего рифея к нижнему венду, в которых отсутствуют ледниковые отложения. Их примерами являются разрезы северной и восточной окраин Патомского бассейна, где нижний венд представлен жербинский свитой глауконитовых косослоистых кварцитовидных песчаников и черных сланцев. Жербинская свита постепенным переходом связана с подстилающими карбонатными отложениями позднего рифея и с покрывающими эвапоритовыми отложениями среднего венда (карстовые карбонатные брекчии со следами выщелоченного гипса и пестроцветные мергели). Отсутствие в основании жербинской свиты сколько-нибудь значимого стратиграфического перерыва здесь очевидно. В первую очередь, об этом говорит постепенный переход между свитами. В подстилающей жербинскую свиту верхнерифейской холыческой свите (соответствует верхнечеченской подсвите) в известняках снизу вверх постепенно увеличивается алевритовая примесь и затем во все большем количестве появляются прослои мелко-косослоистых известковистых алевролитов. Выше по разрезу, в пачке переходной к хербинской свите (30 м), среди них появляются прослои песчанистых доломитов, которые в верхней части пачки начинают преобладать и переслаиваться с кварцевыми песчаниками и алевролитами. Кроме того, о согласном залегании свидетельствует то, что подобный характер контакта сохраняется по простиранию на протяжении сотен км. Существование таких непрерывных верхнерифейско-нижневендских морских разрезов без ледниковых отложений, говорит о том, что оледенение не было глобальным;
2) во-вторых, гипотезе "snowball Earth" противоречат изложенные в гл. 13 и опубликованные ранее [Hambrey et al., 1981; Чумаков 1995; 1998; Condon et al., 2002; Leather et al., 2002 и др.] многочисленные свидетельства частого чередования ледниковых и межледниковых событий разного ранга в раннем венде и позднем рифее. Между тем, как отмечалось, гипотеза предполагает существование каждого глобального ледникового покрова не менее, чем несколько млн лет. Прекращение глобального оледенения Земли не может объясняться также усилением солнечной радиации, так из-за огромного альбедо "snowball Earth" для этого каждый раз потребуется усиление радиации на 30%. Механизмов для такого многократного и быстрого потепления вообще нет. Неспособность объяснить межледниковья является самым главным дефектом гипотезы глобального оледенения;
3) в-третьих, неоднократное математическое моделирование оледенений в позднем докембрии показывает, что при наличии океанов глобальное оледенение Земли физически невозможно и что океаны не могли замерзать между широтами + и - 20° [Hyde et al., 2000], а по более новым данным, между широтами +/-40°-45° даже зимой [Poulsen et al., 2002];
4) Наконец, палеонтологические свидетельства о непрерывности существования фитопланктона и, следовательно, фотосинтеза в позднем докембрии [Fedonkin, 2003] говорят о том, что океан не мог замерзать полностью.
Сомнения в реальности "snowball Earth" усиливаются тем, что геологические данные позволяют критически относиться к реальности палеомагнитных определений низких палеоширот по красноцветным породам из целого ряда местонахождений позднего докембрия и в том числе из подгруппы Ерелина, поскольку в этих определениях, как правило, не учитывалась возможность вторичного уплощения вектора намагниченности [Evans, 2000], а первичность палеомагнитных направлений не всегда убедительно показана. Основанием для подобных сомнений являются случаи вторичного уплощения вектора намагниченности на 20°-30°, например, в палеогеновых красноцветных отложениях Средней Азии [Bazhenov, Mikolaichuk, 2002].
Таким образом, геологические факты и математическое моделирование рождают очень большие сомнения в отношении справедливости гипотезы тотального глобального оледенения. В тоже время, эти данные позволяют допустить, что ранневендское оледенение было более обширным, чем все известные нам фанерозойские оледенения. Возможно, что в какой-то степени нашло отражение в схеме на рис. 102а, где виден приэкваториальный пояс между +5° и -10°, в котором отсутствуют ледниковые отложения. Ширина этого пояса определяется, конечно, в пределах точности палеомагнитных определений и реконструкций континентов и поэтому, возможно, несколько заужена. В связи с этим же предположением, обращает на себя внимание то, что все низкоширотные местонахождения ранневендских ледниковых отложений представлены преимущественно мариногляциальными образованиями, распространение которых может быть несколько шире, чем собственно ледниковых щитов. Понять, какой был характер климата в пределах этого приэкваториального пояса не представляется сейчас возможным из-за отсутствия надежных индикаторов климата.
В целом предположение о том, что ранневендское оледенение не было глобальным, а было просто более масштабным, чем известные нам фанерозойские, достаточно хорошо согласуется с приведенными выше геологическими данными и результатами математического моделирования, тем не менее, альтернативным, и, по-видимому, не менее вероятным, является предположение о том, что реконструкция положения континентов в раннем венде не совсем точна и что суперконтиненты Восточная Гондвана и сохранившееся ядро Родинии, объединявшее западную Гондвану и Лавразию, располагались в это время на 15°-20° дальше от экватора, чем на принятой нами схеме. В этом случае масштабы ранневендского оледенения не превышали бы максимальные фанерозойские оледенения, а ледниковые щиты не пересекали бы запретные для их существования аридные зоны тропиков.
В любом случае приведен факты указывают на то, что в венде происходило чередование ледникового и безледникового глобального климата, аналогичное фанерозойскому и, следовательно, происходили перестройки климатической зональности, а также чередовалось холодное и теплое состояние биосферы.

14.4. Климат и главные биосферные события*

* Этот раздел написан совместно с В.Н. Сергеевым.

Наиболее крупным палеогеографическим событием в конце среднего - начале позднего рифея являлись образование (около 1000 млн лет назад) мегаконтинента Родиния. Ее возникновение расценивается рядом исследователей как переход от геодинамического этапа тектоники малых плит к этапу типичной плитной тектоники [Хаин, 1995]. Примечательно, что этот рубеж почти совпадает с началом этапа периодических оледенений, т.е. с формированием современной климатической системы Земли (гл. 13, рис. 96). Совпадение таких кардинальных геологических событий вряд ли являлось случайностью. Оно указывает, по-видимому, на существование причинной взаимосвязи между тектоникой плит и крупными климатическими изменениями. Ледниковые периоды явно связаны с интервалами усиления надсубдукционного вулканизма [Чумаков, 2001 а] и длительного захоронения больших масс карбонатов и органического вещества на пассивных окраинах континентов и в зонах субдукции [Lindsay, Braiser, 2001; 2002]. Эти процессы приводили к снижению прозрачности атмосферы и концентрации CO₂ в атмосфере и гидросфере, вызывая похолодание.
Около 850 млн лет назад начался и около 750 млн лет назад закончился распад мегаконтинента Родиния [Dalziel, 1997]**. Считается, что распад Родинии обуславливался главным образом раскрытием Тихого океана.

** Анализ тектонических и изотопных событий позднего рифея приводит ряд авторов к выводу о том, что в основном Родиния распалась в интервале 770-740 млн лет [Кузнецов и др., 2003].

В первой половине венда около 600-580 млн лет назад сформировался новый мегаконтинент Паннотия, существование которого было чрезвычайно эфемерным. Период его существования оценивается в первые десятки млн лет и в середине венда, около - 570-560 млн лет назад, он распался [Dalziel, 1997; Smith, 2001]. Образование Паннотии связывается с первыми фазами Пан-Африканской рогении, а ее окончательный распад - с раскрытием океана Япетус.
Точность датировок в позднем докембрии не достаточна, чтобы произвести убедительную корреляцию разных событий между собой, как это можно сделать для фанерозоя [гл. 12; Чумаков, 2001а]. Однако некоторые, более общие сопоставления, все же возможны. В частности, обращает на себя внимание тот факт, что лапландское оледенение предшествовало главной коллизии, создававшей Паннотию, а оба рифейских и байконурское оледенение случилось во время распада мега-континентов. Таким образом, как и в фанерозое, ледниковые периоды не были связаны с горообразованием. Они происходили в периоды раскрытия или в начале закрытия океанов. Это в определенной степени подтверждает мнение о том, то захоронение карбонатов и органического вещества на пассивных окраинах континентов и в зонах субдукции способствовало возникновению оледенений [Lindsay, Brasier, 2001; 2002].
Чередование оледенений и безледниковых периодов приводило в позднем докембрии, как и в фанерозое, к неоднократному переходу биосферы от теплого к холодному состоянию и обратно, а следовательно, к перестройкам климатической зональности, крупным гляциоэвстатическим колебаниям уровня океана, появлению и исчезновению в нем психросферы, перемешиванию глубинных и поверхностных вод и перестройкам систем циркуляции в атмосфере и гидросфере. Докембрийской спецификой этих изменений было то, что они происходили на фоне весьма слабо развитой наземной биоты и почв, в отсутствии растительного покрова на суше и достаточно примитивной морской биоты. Кроме того, некоторые позднедокембрийские климатические колебания, судя по лапландскому оледенению, имели заметно большую амплитуду и, следовательно, были более контрастными. Можно полагать, что на суше в позднем докембрии преобладали процессы физической денудации и доминировал твердый континентальный сток, особенно во время оледенений, когда понижался базис эрозии и интенсивная ледниковая абразия усиливалась возросшей речной эрозией. Эти процессы обуславливали существенные колебания в геохимических кругооборотах многих элементов, что нашло отражение в изотопных аномалиях δ¹³C, δ³⁴S и и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr [Walter et al., 2000; Семихатов и др., 2002; Кузнецов и др., 2003]. Хотя не со всеми объяснениями этих аномалий можно согласиться, их существование, несомненно, отражало крупные геодинамические и климатические процессы в биосфере.
Некоторые абиогенные биосферные события сопровождались биотическими изменениями и, хотя возможные причинные связи не всегда ясны, совпадение этих событий заслуживает быть отмеченным. Формирование Родинии ознаменовалось завершением биотической "неопротерозойской революции" - кардинальными преобразованиями в составе микробиот, которые имели колоссальное эволюционное и биостратиграфическое значение [Сергеев и др., 1996]. Это событие, которое произошло вблизи границы среднего и верхнего рифея, характеризовалось взрывообразным увеличением разнообразия эукариотных микроорганизмов, массовым появлением морфологически сложно построенных форм и тотальной инкорпорацией эукариот в прокариотные экосистемы [Knoll, 1992; Сергеев, 1992; Butterflied et al., 1994 и др.]. Данные преобразования не были одноактными и строго приуроченными к определенному рубежу. Они начались несколько ранее миллиарда лет назад, однако, только начиная с позднего рифея или позднего среднего рифея, появляются формы с шипами и выростами и некоторые другие характерные сложно построенные формы одноклеточных.
Серия ранних и поздних позднерифейских оледенений совпадала с началом падения разнообразия строматолитовых циано-бактериальных сообществ [Семихатов, Раабен, 1996]. В тоже время, если судить по многим разрезам пассивных континентальных окраин, роль строматолитовых отложений в конце позднего рифея сильно возросло [Кузнецов и др., 2003 и устное сообщение М.А. Семихатова, 2003]. В межледниковые интервалы они образовывали мощные карбонатные платформы и рифы [Хабаров, 1985].
Ранневендское лапландское оледенение вызвало значительно более глубокий кризис строматолитовых циано-бактериальных сообществ [Семихатов, Раабен, 1996]. По существу они потеряли в это время свое доминирующее положение в биоте и свою роль в биосферных процессах, хотя в низких палеоширотах в "среднем" и "верхнем венде" всё же сформировался ряд карбонатных платформ, сложенных преимущественно строматолитами (рис. 101, 1026, в). С эпохами расцвета и кризисов строматолитовых циано-бактериальных сообществ несомненно были связаны изменения CO₂ в атмосфере и крупные климатические изменения, поскольку эти сообщества являлись в докембрии главными потребителями CO₂ и в качестве фотосинтезаторов, и в качестве производителей огромных масс карбонатов.
В связи с великим лапландским оледенением произошли и другие крупные биотические события. После этого оледенения наступил расцвет типичных представителей вендской системы - бесскелетных многоклеточных животных (эдиакарской фауны) и многочисленных многоклеточных низших водных растений, хотя и те и другие появились еще в рифее [Гниловская и др., 2001]. По мнению специалистов, сам расцвет, а возможно и возникновение эдиакарской фауны были связаны с холодным климатом, соответственно позднего венда и позднего рифея [Fedonkin, 2003].
Вблизи лапландского рубежа произошло также резкое сокращение или вымирание ряда морфологически сложных эукариотных микроорганизмов [Knoll, 1992 и др.] и поэтому большинство рифейских таксонов фитопланктонных микроорганизмов с шипами и выростами (род Trachyhystrichosphaera, Cymatiosphaeroides и др.) в венде неизвестно. Сами ледниковые отложения нижнего венда содержат лишь мелкие сферические акритархи с нескульптурированной поверхностью и некоторые другие просто устроенные формы. Непосредственно выше ледникового уровня в вендских отложениях широкое распространение получает ассоциация так называемого пертататакского типа, в которой доминируют таксономически разнообразные и морфометрически крупные микрофоссилии с шипами и выростами. На сегодня наиболее репрезентативная ассоциация этого типа известна из фосфатно-кремнистых толщ формация Доушаньто Южного Китая (рис. 101). В формации Доушаньто встречаются крупные акантоморфные и херкоморфные акритархи размером от десятков до первых сотен микрон, таксономически отличные от более древних ассоциаций микрофоссилии. Кроме того, в большем количестве здесь распространены остатки красных бангиевых водорослей, характеризующихся в ряде случаев достаточно сложно дифференцированными талломами [Zhang et al., 1998 и др.]. Из формации Доушаньто упоминаются также остатки достаточно крупных (до 500 мкм в диаметре) одноклеточных организмов, формирующих колонии, которые большинство исследователей сравнивают с начальными стадиями развития метазоа [Xiao et al., 1998; Xiao, Knoll, 2000].
В верхней части "среднего венда" происходит резкое обеднение биоты многоклеточных животных и таксономического состава микрофоссилий. Ассоциации пертатакского типа исчезают и большинство акантоморфных акритарх представлено мелкими формами рода Micrystridium со слабо развитыми шипиками. Впрочем, возможно, что это обеднение биоты имеет лишь региональный характер и связано с фациальной специфика ряда бассейнов, в частности Восточно-Европейского бассейна.
Байконурское оледенение вблизи границы венда и кембрия, охватившее оба полушария и проявившееся в сильной отрицательной аномалии δ¹³C в начале немакит-долдынского века, совпало с появлением мелкораковинной фауны и затем, возможно, способствовало широкому распространению этой фауны и археоциат в томмотский век. Вряд ли байконурское оледенение было прямо связано с внезапным появлением и дивергенцией скелетных организмов. Эти инновации, как и некоторые отмеченные выше, явно были эволюционного характера. Оледенение, скорее всего, могло расчищать экологические ниши для новых биот и быть тригером взрывных экологических событий. Однако, несомненно, и то, что связанные с оледенениями сильные, частые, а с геологической и биологической точки зрения, очень быстрые экологические перестройки провоцировали стрессовые генетические мутации и усиливали естественный отбор в климатически благоприятном направлении, оказывая тем самым воздействие на эволюционные процессы.

Выводы

1. Несмотря на методические трудности, связанные с палеоклиматическими реконструкциями для докембрия, для его ледниковых интервалов можно достаточно успешно реконструировать региональные палеоклиматические обстановки.
2. Глобальные палеоклиматические реконструкции для позднего докембрия ограничиваются малой разрешающей и корреляционной способностью докембрийской стратиграфии, отсутствием надежных реконструкций положения континентов, практическим отсутствием палеонтологических и малым количеством литологических индикаторов климата, ничтожным количеством и сомнительным качеством изотопных палеотемпературных определений и необходимостью далеких интерполяций и экстраполяции. Поэтому прямое приложение к докембрию, даже позднему, методов палеоклиматических реконструкций, разработанных для фанерозоя, невозможно и ведет к субъективным и ошибочным построениям.
3. Суммирование немногих палеоклиматических индикаторов для временных отрезков, соизмеримых с периодами и отделами фанерозоя, может дать только очень приблизительное представление о климатической зональности в позднем докембрии: наметить положение холодных (временами ледниковых) и жарких (местами аридных) поясов. В отдельных случаях можно предположительно выделить области с гумидным климатом.
4. Даже ограниченное число палеоклиматических индикаторов помогает выбрать среди разных геодинамических реконструкций континентов те, которые соответствуют глобальным климатическим закономерностям, и позволяют до некоторой степени оценить достоверность реконструкций и характер климатической зональности.
5. Используя реконструкции А. Смита и К. Пикеринга [Smith, 2001; Smith, Pickering, 2003] для трех уровней венда и указанный выше подход, для позднего венда (немакит-долдынского времени) удалось выделить два асимметрично расположенных высокоширотных холодных (эпизодически ледниковых) пояса и между ними средне-низкоширотный жаркий, местами аридный пояс.
6. В среднем венде (котлинско-редкинское, эдиакарское время) низкие и большую часть средних широт Земли занимал теплый, местами аридный пояс. В высоких широтах южного полушария климат был, видимо, теплым и гумидным. Признаки ледникового климата на Земле отсутствовали.
7. В раннем венде (лапландское, варангерское время) на всех крупных континентах и многих микроконтинентах имеются следы оледенений. На Земле преобладал холодный, большей частью ледниковый климат. Установить области с иным характером климата не удается. Возможно ранневендское оледенение распространялось шире, чем фанерозойские. Нельзя исключить и того, что реконструкции положения континентов в раннем венде не точны и Восточная и Западная Гондвана и Лавразия располагались в это время на 15°-20° дальше от экватора, чем принято считать.
8. В настоящее время нет решающих фактов, опровергающих гипотезу глобального оледенения. В то же время, она вызывает большие сомнения, поскольку, во-первых, известны разрезы, в которых нижний венд не содержит признаков оледенений; во-вторых, имеются доказательства неоднократного чередования в раннем венде ледниковых и межледниковых событий разного ранга, которое нельзя совместить этой гипотезой; в третьих, математическое моделирование отвергает возможность глобального оледенения Земли и, наконец, палеонтология свидетельствует о непрерывном существовании фитопланктона в течение позднего докембрии, следовательно океан не мог замерзать полностью.
9. В венде чередовался ледниковый и безледниковый глобальный климат, происходили перестройки климатической зональности аналогичные фанерозойским и, следовательно, можно полагать, что современная климатическая система Земли сформировалась еще в конце рифея.
10. Некоторые крупные климатические события сопровождались биотическими событиями. Климатические события, подобные лапландскому оледенению, могли, по-видимому, быть причиной биотических кризисов и новаций [Fedonkin, 2003]. Во время других, биотических событий, например смены микробиот, появления скелетной мелкораковинной немакит-далдынской или томмотской фауны, климатические изменения могли в основном способствовать освобождению экологических ниш и играть роль триггера. В целом, связанные с оледенениями сильные, частые и с геологической точки зрения быстрые экологические перестройки, могли провоцировать генетические мутации и усиливать естественный отбор в климатически благоприятном направлении и, оказывая тем самым воздействия на эволюционные процессы.
Данная глава выполнена с финансовой поддержкой программы фундаментальных исследований ОН 3 РАН № 6 по теме: "Биотические и абиотические процессы в эволюции ранней биосферы: их взаимодействие и влияние на глобальной биогеохимический цикл углерода и оксигенизацию атмосферы", а также проекта РФФИ 02-05-64335.

Литература

Аксенов Е.М. Венд Восточно-Европейской платформы // Вендская система: Историко-геологическое и палеонтологическое обоснование. М., 1985. Т. 2. Стратиграфия и геологические процессы. С. 3-34.
Алексеев А.С. Массовые вымирания в фанерозое. М.: Изд-во МГУ, 1998. 76 с.
Атлас литолого-палеогеографических, структурных, палинспастических и геоэкологических карт Центральной Евразии. Алматы: ЮГТЕО, 2002. 26, XXXVII с.
Беккер Ю.Р. Древнейшая эдиакарская биота Урала // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1992. № 6. С. 16-24.
Боровко Н.Г. Венд и нижний палеозой Полюдова кряжа Северного Урала: Автореф. дис.... канд. геол.-минерал. наук. Л., 1967. 31с.
Гниловская М.Б., Вейс А.Ф., Беккер Ю.Р. и др. Доэдиакарская фауна Тимана (аннелидоморфы верхнего рифея) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8, №4. С. 11-39.
Головенок В.К., Белова М.Ю., Курбацкая Ф.А. Первая находка обручевелл в вендских отложениях Среднего Урала // Докл. АН СССР. 1989. Т. 309, № 3. С. 701-705.
Жарков М.А. Палеозойские соленосные формации мира. М.: Недра, 1974. 390 с.
Киселев В.В., Королев В.Г. Палеотектоника докембрия и нижнего палеозоя Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1981. 183с.
Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М. и др. Изотопный состав Sr в карбонатных породах каратавской серии Южного Урала и стандартная кривая вариаций отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в позднерифейском океане // Стратиграфия, геол. корреляция. 2003. Т. 11, N° 5. С. 3-35.
Курбацкая Ф.А., Аблизин Б.Д. К палеогеографии терригенных толщ верхнего докембрия западного склона Среднего Урала (западная подзона Вишерско-Чусовского антиклинория) // Учен. зап. Перм. ун-та. 1970. № 210. С. 73-93.
Маслов А.В., Гареев Э.З., Крупенин М.Т. и др. Цитологические, литохимические и геохимические индикаторы палеоклимата // Литология и полез, ископаемые. 2003. №5 С. 512-528.
Моссаковский А.А., Пущаровский Б.М., Руженцев С.В. Пространственно-временные соотношения структур тихоокеанского и индо-атлантического типов в позднем докембрии и венде // Докл. РАН. 1996. Т. 350, № 6. С. 799-802.
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., Кузнецов А.Б., Горохов И.М. и др. Низкое отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в Гренвильском и пост-Гренвильском океане: Определяющие факторы // Стратиграфия, геол. корреляция. 2002. Т. 10, № 1. С. 3—46.
Семихатов М.А., Раабен М.Е. Динамика глобального разнообразия строматолитов протерозоя. 2. Африка, Австралия, Северная Америка и общий синтез //Там же. 1996. Т. 4, № 1. С. 26-54.
Сергеев В.Н. Окремненные мирофоссилии докембрия и кембрия Урала и Средней Азии. М.: Наука, 1992. 139с.
Сергеев В.Н., Нолл Э.Х., Заварзин Г.А. Первые три миллиарда лет жизни: От прокариот к эукариотам // Природа. 1996. № 6. С. 54-67.
Соколов Б.С. Очерки становления венда. М.: КМК, 1998. 156 с.
Соколов Б.С. Вендские полихеты // Вендская система. М.: Наука, 1985. Т. 1: Палеонтология. С. 198-200.
Хабаров Е.М. Сравнительная характеристика позднекембрийских рифтогенных формаций. Новосибирск: Наука, 1985. 125 с. (Тр. ИГиГ СО АН СССР; Вып. 618).
Хаин В.Е., Ясаманов Н.А. Парадокс позднепротерозойских оледенений и дрейф материков // Вести. МГТУ. Сер. 4, Геология. 1987. № 1. С. 15-25.
Хоментовский В.В. Венд Сибирской платформы // Вендская система: Историко-геологическое и палеонтологическое обоснование. М., 1985. Т. 2: Стратиграфия и геологические процессы. С. 83-161.
Чумаков Н.М. Вендское оледенение Европы и Северной Атлантики: (Верхний докембрий) // Докл. АН СССР. 1971. Т. 198, № 2. С. 419-422.
Чумаков Н.М. Международный симпозиум по докембрийским ледниковым отложениям // Вести. АН СССР. 1972. № 4. С. 101-102.
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. Главные ледниковые события прошлого и их геологическое значение // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. № 7. С. 35-53.
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. Климатические колебания и биотические события // Геология и геофизика. 1995. Т. 36, № 8. С. 30-39.
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. РАН. 2001. Т. 378, № 5. С. 656-659.
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.
Alvarenga C.J.S., Trompette R. Upper Proterozoic glacial environment of the border of the Amazonian craton and its evolution towards the adjacent Paraguay Belt, Mato Grosso, Brazil // Earth's glacial record. Cuiaba: Univ. Federal de Matto Grosso, 1988. P. 31-44.
Alvarenga C.J.S., Trompette R. Glacially influenced sedimentation in the Later Proterozoic of the Paraguay Belt (Mato Grosso, Brazil) // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1992. Vol. 92. P. 85-105.
Barfod G.H., Albarede P., Knoll A.H. et al. New Lu-Hfand Pb-Pb age constraints on the earliest animal fossils // Earth and Planet. Sci. Lett. / 2002. Vol. 201, N 1. P. 203-212.
Bazhenov M.L., Mikolaichuk A.V. Paleomagnetism of Paleogene basalts from the Tien Shan, Kyrgyzstan: rigid Eurasia ans dipole geomagnetic field // Ibid. 2002. Vol. 195, N 1/2. P. 155-166.
Bertrand-Sarfati J., Moussine-Pouchkine A., Amard В., Ahmed А А.К. 1-ST 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.
Brasier M.D., McCarron G. New U-Pb zircon dates for the Neoproterozoic Ghubrah glaciation and for the top of the Huqf Supergroup, Oman // Geology. 2000. Vol. 28, N 2. P. 175-178.
Butterfleld NJ., Knoll A.H., Swett K. Paleobiology of the Neoproterozoic Svanbergfiellet Formation, Spitsbergen // Fossil and Strata. 1994. N 34. P. 1-84.
Cahen L. Glaciations anciennes et derive des continents // Ann. Soc. geol. Belg. 1963. Vol. 86, N 1. P. 79-84.
Chumakov N.M. The problems of old glaciations: (Pre-Pleistocene glaciogeology in the USSR). N.Y.: Harwood Acad. publ, 1992. 208 p.
Condon D.J., Prove A.R., Benn D.I. Neoproterozoic glacial-rainout intervals: Observations and implications // Geology. 2002. Vol. 30, N 1. P. 35-38.
Culver C.R. Isotope stratigraphy of the Ediacarian (Neoproterozoic III) of the Adelaide Rift Complex, Australia, and the overprint of water clumn stratification // Precambr. Res. 2000. Vol. 100, N 1/3. P. 121-150.
Culver C.R., Gorjan P., Veevers I.I., Hill A.C. Dating the 840-544 Ma Neoproterozoic interval by isotopes of strontium, carbon, and sulfur in seawater, and some interpretative models // Ibid. 2000. Vol. 100, N 1/3. P. 371-433.
Dalziel I.W.D. Neoproterozoic-Paleozoic geography and tectonics: Review, hypothesis, environmental speculation // Bull. Geol. Soc. Amer. 1997. Vol. 109, N 1. P. 16-42.
Dalziel I.W.D., Salda L.H.D., Gahagan L.M. Paleozoic Laurentia-Gondwana interaction and the origin of the Appalachian-Anden mountain system // Ibid. 1994. Vol. 106. P. 243-252.
Dalziel I.W.D., Soper N.J. Neoproterozoic extension on the Scottish Promontory of Laurentia: Paleogeographic and tectonic implications // J.Geol. 2001. Vol. 109. P. 299-317.
Evans D.A.D. Stratigraphic, geochronological, and paleomagnetic constraints upon the Neoproterozoic climatic paradox // Amer. J. Sci. 2000. Vol. 300. P. 347-433.
Fedonkin M. The origin of the Metazoa in the light of the Proterozoic fossil record // Paleontol. Res. 2003. Vol. 7, N 1. P. 9-41.
Germs G.J.B. The Neoproterozoic of the Southwestern Africa, with emphasis on platform stratigraphy and paleontology // Precambr. Res. 1995. Vol. 73, N 1/4. P. 137-151.
Gorokhov I.M., Siedlecka A., Roberts D. et al. Rb-Sr dating of diagenetic illite in Neoproterozoic shales, Varanger Peninsula, North Norway // Geol. Mag. 2001. Vol. 138, N 5. P. 541-562.
Guan В., Ruitang W.U., Hambrey M.J., Wuchen G. Glacial sediments and erosional pavements near the Cambrian-Precambrian boundary in western Henan Province, China // J. Geol. Soc. London. 1986. Vol. 143. P. 311-323.
Hambrey MJ., Norland 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.
Harland W.B. Evidence of Late Precambrian glaciation and its significance // Problems in palaeoclimatology / Ed. A.E.M. Nairn. London. 1964. P. 119-149, 179-184.
Harland W.B., Hambrey M.J., Waddams P. Vendian geology of Svalbard // Norsk Polar Inst. Skr. 1993. Vol. 193. P. 1-150.
Hoffman P.F., Schrag D.P. The snowball Earth hypothesis: Testing the limits of global change // Terra Nova. 2002. Vol. 14, N 3. P. 129-155.
Kirsechvink J. A paleogeographic model for Vendian and Cambrian time // The Proterozoic bioshpere: A multidiscipli-nary study. Cambridge: Cambridge Univ. press, 1992a. P. 567-582.
Kirsechvink J. A Late Proterozoic low-latitude global glaciation: the snowball earth // Ibid. 1992в. Р. 51-52.
Knoll A.H. The early evolution of eukaryotes: A global perspective // Science. 1992. Vol. 256, N 5. P. 622-627.
Knoll A.H. Learning to tell Neoproterozoic time // Precambr. Res. 2000. Vol. 100, N 1/3. P. 3-20.
Kumar G., Shanker R., Mathur V.K., Maithy P.K. Maldeota section, Mussoorie Syncline, Krol Belt, Lesser Hymalaya, India: A candidate for global stratotype section and point for terminal Proterozoic system // Terminal Proterozoic system: 13th Circular 2000 IWGS / Subcommission of Terminal Proterozoic System. P. 9-19.
Leather J., Allen P.A., Brasier M.D., Cozzi A. Neoproterozoic snowball Earth under scrutiny: Evidence from the Fig glaciation of Oman // Geology. 2002. VO1. 30, N 10. P. 891-894.
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.
Lu S., Gao Z., Lin W. Sinian ice age and glacial sedimentary facies-areas in China // Ibid. 1985. Vol. 29. P. 53-63.
Martin H. The Precambrian geology of South West Africa and Namaqualand. Cape Town: Univ. press, 1965. 159 p.
Martin M.W., Grazhdankin D.V., Bowring S.A. et al. Age of Neoproterozoic bilatarian body and trace fossils, White Sea, Russia: Implication for Metaxoan evolution // Science. 2000. Vol. 288. P. 841-845.
Meert J.C., Powell C.M. Assembly and break-up of Rodinia: Introduction to the special volume // Precambr. Res. 2001. Vol. 110. P. 1-8.
Meert J.C., Van der Voo R. The Neoproterozoic (1000-540 Ma) glacial intervals: No more snowball Earth? Reply // Earth and Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 131. P. 123-125.
Myrow P.M. Neoproterozoic rocks of the Newfoundland Avalon Zone // Precambr. Res. 1995. Vol. 73, N 1/4. P. 123-136.
Myrow P.M., Kaufman A J. A newly discovered cap carbonate above Varanger-age glacial deposits in Newfoundland, Canada // J. Sediment. Res. 1999. Vol. 69, N 3. P. 784-793.
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 odest complex Ediacaran fossils // Geology. 2002. Vol. 31, N1. P. 27-30.
Pelechaty S.M. Infrared chronostratigraphy of the Vendian System of Siberia: Implications for a global stratigraphy // J. Geol. Soc. London. 1998. Vol. 155. P. 957-973.
Piper J.D.A. The Neoproterozoic supercontinent: Rodinia orPaleopangaea? // Earth and Planet. Sci. Lett. 2000. Vol. 176. P. 131-146.
Poulsen Ch.J., Peirrehumbert R.T., Jacob R.L. Impact of oceanic dynamics on the simulation of the Neoproterozoic "snowball Earth" // Geophys. Res. Lett. 2002. Vol. 28, N 8. P. 1575-1578.
Preiss W.V. (compiler). The Adelaide geosyncline - Late Proterozoic stratigraphy, sedimentation, palaeontology and tectnics // Bull. Geol. Surv. S. Austral. 1987. Vol. 53. P. 438.
Preiss W.V. The Adeaide geosyncline of South Australia and its significance in Neoproterozoic continental reconstruction // Precambr. Res. 2000. Vol. 100, N 1/3. P. 21-63.
Scotese C.R., McKerrow W.S. Revised World maps and introduction // Paleozoic palaeogeography and biogeography. 1990. P. 1-21. (Geol. Soc. Mem.; N 12).
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. 11-46.
Smith A.G., Pickering K.T. Oceanic gateways as aritical factor to initiate icehouse Earth // J. of Geol. Soc., London. 2003. Vol. 160. P. 337-340.
Spencer A.M. Late Precambrian glaciation in the North Atlantic region // Ice ages: Ancient and modern // Geol. J. 1975. N 6: Special Issue. P. 217-236.
Strauss H., Banerjee D.M., Kumar V. The sulfur isotopic composition of Neoproterozoic to Early Cambrian seawater-Evidence from the cyclic Hanseran evaporites, NW India // Chem. Geol. 2001. Vol. 175, N 1/2. P. 17-28.
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.
Tiwari M., Knoll H. Lage acanthomorphic acritarchs from the Infrakrol Formation of the Lesser Himalaya and their strati-graphic significance // J. Himalaya Geol. 1994. Vol. 5. P. 193-201.
Trompette R. Glacially infuenced sedimentation in the Later Proterozoic of the Paraguay belt (Mato-Grosso, Brazil) // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1992. Vol. 92, N 1/2. P. 85-105.
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. Temporal relationship between cratoization and glaciation: The Vendian-Early Cambrian glaciation in Western Gondvana // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1996. Vol. 123. P. 373-383.
Trompette R. Neoproterozoic (-600 Ma) aggregation of Western Gondwana: A tentative scenario // Precambr. Res. 1997. Vol. 82. P. 101-112.
Vidal G. Micropalaeontology and biostratigraphy of the Upper Proterozoic and Lower Cambrian sequences in East Finnmark, Northern Norway // Norw. Geol. Bull. 1981. Vol. 365. P. 1-53.
Vidal G., Moczydlowska M. The Neoproterozoic of Baltica - stratigraphy, paleobiology and general geological evolution // Precambr. Res. 1995. Vol. 73, N 1/4. P. 197-216.
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 interpretative models // Ibid. 2000. Vol. 100. P. 371-433.
Walter M.R., Veevers J.J., Calver C.R., Grey K. Neoproterozoic stratigraphy of the Centralian Superbasin, Australia // Ibid. 1995. Vol. 73. P. 173-195.
Wang X., Erdtmann В., Xiaohong C., Xiaodong M. Intergrated sequence-, bio- and chemostratigraphy 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.
Xiao S., Knoll A.H. Phosphatized animal embryos from the Neoproterozoic soushantion Formation at Wengan, Guizhou, South China // J. Paleontol. 2000. Vol. 74, N 5. P. 767-787.
Xiao S., Zhang Y., Knoll A.H. Three-dimensional of algae and animal ambryos in a Neoproterozoic phosphorite // Nature.
1998. Vol. 395. P. 553-558.
Yin L.M., Guan B.D. Organic-walled microfossils of Neoproterozoic Dongjia, Lushan Country, Henan Province, North China // Precambr. Res. 1999. Vol. 94, N 1.2. P. 121-137.
Young G.M. Are Neoproterozoic glacial deposits preserved on the margins of Laurentia related to the fragmentation of two supercontinents? // Geology. 1995. Vol. 23, N 2. P. 153-156.
Zhang Y., Yin L., Xiao S., Knoll A.H. Permineralised fossils from the terminal Proterozoic Doushantion Formation, South China // Paleontol. Soc. Mem. 1998. Vol. 72, N 4. P. 1-52.

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