Этапы развития природы Земли и влагооборота

В геологической истории, с позиций исследования влагооборота в природе, целесообразно выделить четыре крупнейших этапа развития природы Земли: архейский, протерозойский, палеозойский, мезокайнозойский. Основанием для такого выделения является один из главных для климатических процессов критерий тесной связи тепло- и влагооборота с соотношением .на Земле суши и океана.

На первом — архейском этапе, когда, по существу, еще не было материков, происходило только зарождение их континентальных ядер, и почти вся плоская поверхность Земли была покрыта тонкой пленкой первичного океана, влагооборота между сушей и океаном не могло существовать. Но между атмосферой и водной поверхностью Земли влагооборот протекал в интенсивной форме, чему способствовала высокая температура древней атмосферы в условиях большого содержания в ней СО₂ и абсолютного преобладания водной поверхности над сушей.

А. А. Борисов (1965) приходит к выводу, что в архейскую эру на территории СССР климат был жарким и влажным. По его мнению, температура в течение всего года и суток не опускалась ниже 32—34° в среднем за любой месяц года, а атмосферных осадков выпадало за год около 1500—2000 мм. «Парниковый» климат с невыраженной сезонностью и отсутствием зональности, при слабовыраженной меридиональной циркуляции атмосферы того времени, Борисов объясняет многими причинами: значительным смещением полюсов, вследствие чего Европейская часть СССР и Сибирь находились в то время в экваториальных и тропических широтах; незначительным распространением суши (не более 20% от современной ее площади): большим содержанием углекислоты в атмосфере и т. д.

Г. Н. Пласс (1966) отводит СО₂ и водяному пару очень большое место в изменениях климата за геологическое время.

Широко распространено мнение, что на заре геологической истории по всей Земле господствовал однообразный слабо дифференцированный по зонам климат.

Брукс (1952) такие представления распространяет на все межледниковые периоды, общая продолжительность которых во много раз больше ледниковых.

Тепловые пояса Земли должны были существовать и на раннем этапе геологической истории, хотя контрасты между ними, по-видимому, были меньше.

В то время только что начался процесс расчленения всей поверхности Земли на геосинклинали и платформы, происходило зарождение первичного рельефа, возникновение в морских водоемах (2—3 млрд. лет тому назад) фотосинтеза.

В архейскую эру почти безраздельно господствовал вулканогенно-осадочный тип литогенеза. В одном Тихом океане насчитывается около 10 000 древних потухших вулканов, в то время как в современный период количество их на всех континентах составляет около 500. В этой связи в архее в условиях интенсивной вулканической деятельности неизбежно имело место снижение прозрачности атмосферы и соответственно ослабление солнечной радиации, увеличение облачности при значительном распространении однородной подстилающей плоской поверхности, покрытой тонкой пленкой первичного океана. Образование этой пленки происходило за счет выплавления легколетучих соединений при разогревании вещества мантии радиогенным теплом. Не было линейно вытянутых горных цепей, а суша была представлена одиночно стоявшими вулканическими конусами или их группами. К концу архея, по-видимому, появились первые острова «настоящей» суши в виде центральных платформенных ядер будущих материков.

Все это вместе взятое не способствовало дифференциации климата Земли в архее. Нельзя не отметить еще одну особенность физико-географических условий ранних периодов существования Земли, сыгравших, по-видимому, не последнюю роль в торможении развития контрастных зональных черт климата Земли — количество поступающего снизу радиогенного тепла, на что обращали внимание Хлопин, Войткевич, Страхов, Виноградов и др.

Согласно подсчетам Войткевича, 3 млрд. лет тому назад количество радиогенного тепла было в 2 раза, а 5 млрд. лет назад — в 5,5 раза больше, чем в современный период. По Виноградову (1967), в первый миллиард лет геологической истории радиогенного тепла выделилось в 8—9 раз больше, причем в архее в условиях «парниковой атмосферы» имело место значительное накопление тепла на поверхности Земли. А так как энергия радиоактивных реакций имеет в термическом приходо-расходе Земли превалирующее значение и даже при «холодном» варианте гипотезы происхождения Земли эта энергия могла разогреть ее на ранней стадии развития, то, очевидно, не учитывать этот существенный фактор в торможении процесса дифференциации климата Земли было бы неверно.

Ослаблению контрастных черт тепловых поясов Земли в рассматриваемую эпоху должна была способствовать также океаническая циркуляция водных масс, не сдерживаемая в то время преградами несуществовавших тогда континентов.

Можно с достаточным основанием предполагать, что альбедо Земли в архее, когда суши почти не было, было меньше современной его среднепланетарной величины. Этому способствовали абсолютное господство водной поверхности, повышенная облачность, более значительная мутность атмосферы в условиях повсеместной вулканической деятельности.

Выше было упомянуто, что влагооборота между сушей и океаном в архее не могло быть, так как почти не было суши, но между атмосферой и мелководным океаном Земли он должен был протекать в интенсивной форме, если температура древней атмосферы была высокой.

Не все разделяют мнение о существовании высокой температуры в древней атмосфере, имея в виду гипотезу происхождения Земли из холодного газопылевого облака. Тем не менее даже противники гипотезы «горячего» происхождения Земли признают возможность существования в ранние стадии ее развития, когда земная кора только что зарождалась, более высоких температур в верхних геосферах. Энергетической основой таких допущений, помимо радиогенного тепла, являются: тепло химических реакций и энергия сжатия, наиболее интенсивно генерируемая на первых этапах формирования Земли.

Возможно, что и Солнце, как источник энергии, 4—5 млрд. лет тому назад могло излучать более интенсивно, чем теперь.

Так как плотность атмосферы на ранних стадиях развития Земли была меньше современной, что, по-видимому, никем не оспаривается, есть много оснований утверждать существование в архее интенсивного влагооборота между Космосом и Землей.

Итак, на первом этапе развития природы Земли существовали геокосмический и атмосферно-океанический типы влагооборота. Посредством первого осуществлялся влагооборот между Землей и Космосом, посредством второго — между атмосферой и древним мелководным океаном. Стока на этом этапе почти не существовало.

На втором — протерозойско-рифейском этапе происходило интенсивное наращивание платформ вокруг центральных ядер за счет геосинклиналей. В результате в южном полушарии образовалась огромная Гондванская платформа, в северном — значительные по площади Североамериканская, Русская, Сибирская и Китайская платформы, на основе которых сформировались обширные континенты, поднятые выше уровня океана. Площадь суши была значительна, кроме Евразии и западных районов Северной и Южной Америки. Начало и конец этого этапа относят соответственно к 1,8 млрд. и 0,6 млрд. лет от современного периода.

Наряду с разрастанием платформ в стороны происходило прогрессирующее утолщение и уплотнение земной коры, что должно было резко снизить приток тепла из земных недр к поверхности и повлиять на температуру гидросферы и атмосферы. По-видимому, океан в средних и высоких широтах стал остывать, что неизбежно должно было вызвать значительное снижение температуры атмосферы Земли.

Вулканогенное накопление осадков из повсеместно распространенного в архее явления превратилось в протерозое в локальные образования, сосредоточенные только на отдельных участках земной поверхности. Вместо вулканогенного нарастал гумидный тип накопления осадков, а также началось формирование ледового и аридного типов, для которых к этому времени возникли подходящие условия, в частности образование суши и горных систем.

На втором этапе становится заметным влияние фотосинтеза в связи с ускорением роста массы живого вещества морских организмов. Однако к этому времени растения еще не вышли на сушу, биос развивался только в морских и океанических водоемах. В атмосфере и гидросфере появляется свободный кислород и азот, начинается окисление литосферы. Углекислоты в атмосфере и гидросфере на этом этапе было, по-видимому, еще много, что надежно подтверждается (Страхов, 1963) наиболее обильным за всю геологическую историю Земли образованием в протерозое хемогенных доломитов.

Г. К. Юри (1959) вслед за Мак-Грегором считает, что время перехода от восстановительной атмосферы к окисленной было около 2 млрд. лет тому назад.

А. П. Виноградов (1959) границу жизни проводит между 2 и 2,5 млрд. лет от современного периода.

На втором этапе, по-видимому, впервые возникает более четко выраженная дифференциация климатов. Кроме теплого влажного климата низких широт на смену умеренно теплому климату высоких широт формируется холодный влажный климат, что подтверждают следы обширного гуронского оледенения в Северной Америке, обнаруженные на протяжении 400 км. Это оледенение было, по-видимому, материкового типа и не менее значительным, чем оледенение в плейстоцене. Возраст гуронских ледниковых отложений исчисляется приблизительно 1 млрд. лет (Шварцбах, 1955). Другие возможные очаги оледенений на этом этапе перечисляет Лунгерсгаузен (1957), называя Южную Америку, Китай, Енисейский кряж, Патомское нагорье, Норвегию, Гренландию. По его мнению, оледенение позднего докембрия вполне заслуживает названия планетарного.

С другой стороны, Ф. Лотце (Lotze, 1938) надежно доказал, что соли допалеозойского возраста неизвестны геологам, а кое-где встречающиеся красные песчаники докембрия, например в Скандинавии, не всегда указывают на аридный или полуаридный климат.

М. Шварцбах (1955), синтезируя косвенные климатические признаки докембрия, приходит к выводу, что «климат уже в до-кембрийское время, т. е., по крайней мере, 1 млрд. лет назад,, в общем незначительно отличался от современного» (стр. 125). Этот вывод трудно признать достоверным в свете современных палеоклиматических исследований.

А. Польдерварт (1957) полагает, что уже в верхнем докембрии свободного кислорода в атмосфере было столько, что его оказалось вполне достаточно для изменения первичного восстановительного характера атмосферы на окисленный.

Наряду с изменением химического состава первичного мелководного океана, в котором преобладала сильно кислая реакция, продолжалось увеличение объема вод гидросферы за счет дегазации мантии.

Об интенсивности процесса наращивания объема гидросферы за геологическую историю Земли нет единого мнения. Одни считают ее постепенной, другие интенсивной в начале геологической истории и значительно ослабленной в современный период.

Есть предположения о существовании уже на протерозойском этапе пелагических областей древних океанов, что может свидетельствовать о появлении глубоководных зон Мирового океана, еизвестных на первом, архейском этапе. Недавно Э. Л. Гамильтон (1965) вновь подтвердил одну из старых гипотез о древности океанических бассейнов, отнеся их к палеозойскому или даже допалеозойскому возрасту. Аналогичные взгляды развивает Э. Д. Гольдберг (1965).

Прогрессирующее утолщение земной коры и уменьшение ее проницаемости могли обусловить только одно направление изменения интенсивности роста гидросферы — убывание скорости роста по мере увеличения возраста Земли. Этому выводу не противоречит также изменение темпов поступающего снизу на поверхность Земли радиогенного тепла, количество которого убывало с увеличением возраста Земли.

Поскольку, по-видимому, все природные процессы носят волновой характер, можно безошибочно утверждать то же относительно интенсивности темпов наращивания объема гидросферы.

Спорным является вопрос об источниках пополнения на этом этапе водных масс гидросферы: можно ли всё пополнение гидросферы относить за счет ювенильных вод, генезис которых связан с дегазацией мантии Земли, или часть его следует считать водой возрожденной, захваченной ранее образовавшимися осадочными породами и освобожденной в процессе их последующей метаморфизации. С ростом процесса седиментации древние осадочные ‘Породы погружались все глубже и все интенсивнее подвергались процессам метаморфизации с выделением при этом больших количеств СО₂ и воды за счет обезвоживания гипергенных минералов и освобождения воды, связанной глинистыми частицами. Часть возрожденной воды образовывалась в результате переплавления магмой древних карбонатных и обломочных пород. Страхов (1962), например, пишет, что «на глубинах 3— 3,5 км уже нет рыхлых песков, … нет глин …, иначе говоря, осуществляется сплошное региональное окаменение» (стр. 83).

Участию возрожденной воды в изменении объема гидросферы большое значение придают Виноградов, Страхов, Чемберлин, Ронов. При этом одни из них отдают предпочтение процессу доминирующего поступления снизу ювенильных вод в начале геологической истории, сводя к минимуму его участие в более поздние стадии развития Земли, другие считают ювенильные воды основным источником пополнения объема вод гидросферы в течение всех геологических периодов.

В протерозое структурно оформляются не только кристаллические фундаменты платформ, но и их осадочные покровы (чехлы) (Войткевич, 1965), что создавало основу для метаморфизации осадочных пород и соответственно обеспечивало участие возрожденной воды в пополнении объема вод Мирового океана. Страхов (1948) отмечал, что основное формирование стратисферы как совокупности слагающих литосферу осадочных формаций протекало в докембрии и сначала за счет обломочного, и растворенного вещества первичной коры и эффузивных процессов, а затем к концу докембрия и позже — за счет только эффузивных процессов и переотложения более старых осадочных толщ.

Процесс образования возрожденной воды, о чем будет сказано позже, следует рассматривать как один из видов трансформации вод гидросферы, как переход связанной воды в свободную, без наращивания общего объема гидросферы. Кроме того, согласно подсчетам Юри (1959), для окисления содержащихся в земной коре наиболее распространенных соединений необходимо было разложить всего 10% объема Мирового океана, или 5,7% всего объема гидросферы.

Все это указывает на то, что основным источником пополнения объема гидросферы на втором этапе, как и на первом, была ювенильная вода. Возрожденная вода, впервые принявшая участие во влагообороте на протерозойской стадии, пополняла лишь объем воды Мирового океана за счет уменьшения их запасов в литосфере.

Наряду с процессами трансформации связанной воды в свободную в это время имели место противоположные процессы, обусловливавшие частичный переход свободной воды в связанную, что также не говорит в пользу большой роли возрожденной воды во влагообороте. Мы имеем в виду прежде всего развитие выветривания горных пород и минералов литосферы. Известно, что многие из этих процессов сопровождаются гидратацией, оводнением твердой фазы литосферы. В результате часть свободной воды атмосферы и гидросферы постоянно переходит в связанное состояние, изымается на длительное время из влагооборота. А так как на этом этапе суша, где выветривание проявляется наиболее интенсивно, занимала значительные площади, есть основание предполагать, что процессы гидратации к тому времени были достаточно широко распространены, по крайней мере, в верхних горизонтах земной коры. Кроме того, образование коры выветривания — процесс весьма интенсивный, что также обусловливало быстрое связывание воды. По В.П.Петрову (1948), кора мощностью в 100 м образовалась приблизительно за 10⁶ лет.

Связанная вода в современной литосфере континентального и океанического типов занимает объем порядка 0,8 • 10²⁴ см³, что составляет около 33% общего объема всех вод гидросферы. Сюда входит физически и химически связанная вода. Эта внушительная по своей величине масса воды не участвует во влагообороте в современный период.

На первых стадиях развития природы Земли, в том числе на протерозойско-рифейской, объем связанной литосферой воды должен быть значительно меньше, так как толщина земной коры и плотность ее были меньше, а проницаемость больше современной. Кроме того, площадь суши того времени, когда геосинклинали еще преобладали над платформами, не достигала современной. С полным основанием это можно утверждать, по крайней мере, для наиболее обширного материка кайнозоя — Евразии.

Изъятие на длительное время из влагооборота некоторой части свободной воды гидросферы происходило на втором этапе в результате другого процесса крупного масштаба — эокембрийского оледенения, известного на всех материках, кроме Южной Америки, и заслуживающего, как было отмечено выше, названия общепланетарного. Если условно принять, что площадь, покрываемая эокембрийскими льдами, была не меньше плейстоценовой, то объем изъятой таким путем воды мог составлять 5—6% суммарного объема всей свободной воды современной гидросферы. Это небольшая, но наиболее мобильная часть гидросферы, ценная в хозяйственном отношении.

Оба упомянутых процесса не могли изменить общего объема вод гидросферы, но косвенно могли влиять на интенсивность отдельных видов влагооборота, например, на атмосферно-континентально-океанический через усиление испарения с континентов, что должно было способствовать более частому выпадению атмосферных осадков.

На этом этапе развития природы Земли, кроме диссипации водорода, впервые стало ощущаться влияние еще одного процесса, изменяющего объем гидросферы, процесса фотосинтеза, при котором, как известно, происходит разложение воды.

Хотя зарождение фотосинтеза, по современным представлениям, относят к архею (2—3 млрд. лет тому назад), однако только в протерозое масса фотосинтезирующих морских организмов, по-видимому, достигла уровня, способного заметно влиять на влагооборот. Тем не менее и этот процесс по суммарному эффекту не мог в то время существенно повлиять на изменение объема гидросферы.

Впервые на этом этапе развития природы Земли возникает и развивается более сложный — атмосферно-континентально-океанический тип влагооборота в связи с образованием больших массивов суши на платформах северного и южного полушарий. При этом типе влагооборота появляется впервые в значительном объеме поверхностный сток с континентов в Мировой океан, начинается снос в океан и древние водоемы платформы твердых частиц, нерастворимых в воде обломков пород литосферы.

К сожалению, мощности осадочных отложений древних океанов не настолько известны, чтобы можно было количественно учесть объем сноса, и прямым путем не могут быть восстановлены вследствие непрерывных медленных колебательных движений, вулканических явлений и литификации.

Скорость накопления осадков в современных океанах и морях сильно варьирует в разных широтах и бассейнах. В среднем считают достаточно достоверной скорость седиментации порядка 0,5 см за 1000 лет (Магницкий, 1965). М. Н. Брамлетт (1965), ссылаясь на данные Ф. Кюенена и Г. Аррениуса, сообщает, что, по вычислениям этих исследователей, основанным на учете приносимого реками количества карбонатов и на изучении глубоководных кернов из экваториального пояса, средняя скорость аккумуляции глобигеринового ила в послетретичный период составляла приблизительно 1 см за 1000 лет, а неизвестковой глины, по данным Э. Д. Гольдберг, всего 1 мм за 1000 лет. Брамлетт (1965) произвел аналогичные вычисления, основываясь на последних данных Брэдшоу, собранных им в Тихом океане, и получил величину скорости аккумуляции глобигеринового ила всего 1 мм за 1000 лет.

Э. Л. Гамильтон (1965) приводит такие величины современных скоростей осадконакопления в глубоководных районах океанов: для глин от 0,5 до 5 мм и для известковых отложений от 4 до 10 мм за 1000 лет.

Н. М. Страхов (1962) считает допустимой для древних пелагических илов среднюю скорость отложения около 1 см за 1000 лет, учитывая, что после уплотнения осадка образуется около 0,5—0,6 см породы. Для известковых илов коэффициент усадки 0,5—0,6 велик и может быть принят около 0 1 (Гамильтон, 1965).

B. А. Магницкий (1965) указывает, что дно океанов, по современным данным, покрыто маломощными осадками, в среднем толщиной около 600 м. Ниже лежат уплотненные осадочные и изверженные породы.

C. М. Зверев, В. М. Ковылин, Г. Б. Удинцев (1961) мощность слоя рыхлых (неконсолидированных) донных отложений океана принимают равной в среднем 300—400 м (максимум   —не более 1 км), не считая прогибов и котловин, где она может достигать 1,5—2 км.

По обобщениям А. П. Виноградова (1967), средняя мощность глубоководных неконсолидированных осадков океана составляет около 300 м.

Чтобы представить возможную интенсивность сноса и, следовательно, интенсивность влагооборота атмосферно-континентально-океанического типа на втором этапе развития природы Земли, попытаемся рассчитать мощность толщи осадков, накопленных в Мировом океане с момента образования суши, исходя из условно принятых исходных величин: а) времени образования достаточной площади суши (средний и верхний протерозой— 1,2 млрд. лет); б) минимума скорости образования осадков в океане, равного 1 мм за 1000 лет. При этих исходных данных суммарная толща осадков в океане получается равной 1200 м. Эта величина хорошо согласуется со средней толщиной осадочных пород (1250 м) океанов и морей, недавно опубликованной М. М. Ермолаевым (1967). Однако совпадение чисел в данном случае формальное, так как в моих расчетах не принято во внимание уплотнение осадков. По-видимому, минимальную скорость образования осадков в океанах следует принимать больше, чем 1 мм за 1000 лет.

Предполагая равномерный темп осадконакопления за весь расчетный период, половину этой толщи следует отнести на докембрийский период.

Отсюда можно сделать вывод, что в протерозое интенсивность влагооборота между атмосферой и литосферой была достаточно большой, если за основу принять даже минимальную величину скорости отложения осадков в океане.

В этих расчетах много условного: в них допускается равномерный темп накопления осадков за весь расчетный период, предполагается стабильным влияющее на интенсивность седиментации отношение площади водосборного бассейна к площади конечного водоема стока, не учитывается динамичность во времени степени расчлененности рельефа, а также степень изменения обводненности материков в разные геологические периоды и способность пород к размыву и переотложению.

По Страхову (1962), средняя интенсивность годичного осадконакопления

где В — площадь водосборного бассейна, а — площадь конечного водоема стока, R — степень расчлененности рельефа водосборного бассейна, Н — степень гумидности водосбора, Д — способность пород к денудации, смыву.

По отношению к каждому конкретному региону все эти факторы нельзя не учитывать при определении интенсивности осадконакопления за короткий период. Однако за длительные геологические периоды, тем более эры, для всей Земли в целом влияние этих факторов осредняется и в итоге неизбежно сказывается на средних величинах скорости накопления осадков в океанах и морях. Средняя скорость накопления осадков в океанах и морях есть результирующая большого количества факторов, в том числе и тектонического режима. Это исключает необходимость учета их влияния в рассматриваемом случае.

Остается под сомнением другой фактор — продолжительность расчетного периода, принятая равной 1,2 млрд. лет. Возраст отдельных древнейших участков (островов) суши, по современным данным, составляет 3,5 млрд. лет, что на много больше принятого нами расчетного периода. Однако первые этапы развития суши нельзя принимать в расчет, так как площадь их была недостаточной для накопления в измеримых объемах продуктов седиментации. С другой стороны, расчет образования возможной толщи осадков в океане за 3,5 млрд. лет дает неправдоподобную величину даже при минимальной скорости образования осадков.

Явно преувеличенный результат получается также в том случае, если принять во внимание скорость седиментации, полученную Кюененом и Аррениусом, т. е. 1 см за 1000 лет. В этом варианте общая мощность осадков на дне океана возрастает до 12 км, что почти в два раза больше средней мощности коры океанического типа.

Таким образом, даже при минимальных величинах исходных данных, положенных в основу расчетов, получаются результаты, указывающие на существование уже в протерозое интенсивного атмосферно-континентально-океанического влагооборота, обусловившего в процессе эрозии большое накопление осадков в Мировом океане того времени.

При этом необходимо иметь в виду, что минимальная скорость осадконакопления в океане, равная 1 мм за 1000 лет, получена для мезо-кайнозойских отложений типа глобигеринового ила, время образования которого в массовых количествах приурочивают к верхнему мелу — палеогену (Ронов, 1959).

К этому времени наземная растительность, достигнув с появлением покрытосеменных растений своего полного развития, стала значительно тормозить распространение эрозии (сток жидкий и твердый под влиянием растительного покрова, по последним данным, убывает в 10—20 раз и более). Так как в протерозое не было растений на суше, а атмосферных осадков выпадало, по-видимому, меньше, чем в архее, то в этих условиях интенсивность эрозии должна была быть в несколько раз больше современной. Это компенсировало обратное влияние малой, па сравнению с мезо-кайнозойской, площади размыва.

По расчетам Любимовой (1958), охлаждение земной коры и верхней части мантии началось около 1—2 млрд. лет тому назад, и в основном оно совпадало с протерозойским этапом развития Земли. Этот процесс, интенсивно охватывающий толщу порядка 100 км, способствовал снижению температуры атмосферы и гидросферы Земли, в том числе и океана, и уменьшению атмосферных осадков, а следовательно, и некоторому торможению интенсивности атмосферно-континентально-океанического влагооборота.

С другой стороны, экваториально-полярный подтип влагооборота, при котором широко осуществляется в современный период влагообмен между экваториальным и полярным поясами Земли, в протерозое также, по-видимому, впервые вступил в более интенсивную фазу развития по сравнению с археем, когда меридиональный тепло- и влагообмен между зонами был мало интенсивным. В пользу такого вывода говорит обширное оледенение в северном и южном полушариях в протерозойскую эру, обусловившее большие термические и, следовательно, барические градиенты атмосферы высоких и низких широт.

Наряду с возникновением на этом этапе атмосферно-континентально-океанического влагооборота продолжал существовать более древний, атмосферно-океанический влагооборот в тех регионах, где преобладали водные просторы и где суша не могла оказывать на него заметное влияние. Интенсивность его в связи с некоторым уменьшением содержания углекислоты в атмосфере и снижением температуры внешних геосфер (атмосферы, гидросферы, литосферы) вследствие частичного охлаждения Земли с уменьшением радиогенного тепла неизбежно должна была убывать и, кроме того, более резко изменяться в зональном разрезе,, уменьшаясь от низких широт к средним и высоким.

Наконец, должна была измениться в протерозое интенсивность геокосмического влагооборота.

Возможное возрастание от архея к протерозою плотности атмосферы, зависящей от плотности вод и плотности всей Земли, должно было замедлить «утечку» водорода в Космос из первичной атмосферы. По-видимому, и приращение массы Земли за счет аккреции из межпланетного пространства увеличивало параболическую скорость и, следовательно, ослабляло интенсивность геокосмического влагооборота.

Вычерпывание метеоритного вещества из околоземного пространства происходило, по расчетам Сафронова (1958), очень быстро (100—250 млн. лет) по сравнению с возрастом Земли. Очевидно, столь же быстро на ранней стадии развития Земли поступала из Космоса и вода вместе с метеоритным веществом. В более поздние стадии поступление ее должно было осуществляться более замедленными темпами.

Таким образом, развитие от архея к протерозою геокосмического влагооборота было весьма сложным, трудно поддающимся количественному учету. По существу можно говорить не о влагообороте, как таковом, а о водообмене между Космосом и Землей. При такой трактовке процесса можно предполагать, что поступление воды из Космоса на Землю в больших количествах закончилось еще в архее и в дальнейшем оно резко замедлилось, но не прекратилось.

На третьем — палеозойском этапе физико-географические условия характеризовались крайней неустойчивостью. Море часто наступало на сушу не только в ее геосинклинальных регионах, но также и в пределах вполне оформившихся громадных по размерам платформ, поднятых к концу протерозоя выше уровня океана. Крупнейшие трансгрессии надвигались на сушу в кембрие и силуре, менее обширные — в девоне и карбоне. С другой стороны, не менее крупные регрессии, в особенности в пермский период, значительно сокращали площади морей и соответственно приводили к увеличению размеров суши.

В кембрие морская трансгрессия охватила все геосинклинали и платформы северного полушария и мало затронула южное полушарие, где к этому времени существовала в виде континента огромная Гондванская платформа. В этот период, преимущественно в среднем кембрие, море покрывало не только всю площадь геосинклинальных регионов, но почти полностью Сибирскую и Китайскую платформы и частично окраины Гондваны, Русскую и Североамериканскую платформы. После волны умеренных поднятий в конце кембрия вновь возникает и развивается в ордовике и силуре крупнейшая трансгрессия, распространившаяся на Североамериканскую, Сибирскую, частично Русскую платформы, а в ряде мест и на Гондвану. Площадь суши в нижнем силуре резко сокращается по сравнению с верхним кембрием за счет частичного погружения Гондваны и большей части Североамериканкой платформы. Однако к концу силура — началу девона, с окончанием каледонского орогенеза почти все платформы снова поднимаются и освобождаются от покрывавшего их моря. В это время повсеместно господствует регрессия. В девоне заканчивается освобождение платформ от воды, причем к концу этого периода вновь заметно увеличивается площадь суши. По своим размерам она, по-видимому, несколько превосходила сушу в верхнем кембрие. Значительные погружения, сопровождавшиеся морской трансгрессией, испытывали в девоне Русская и Североамериканская платформы. Однако уже в верхнем девоне вырисовывается значительный рост суши в северном полушарии за счет полного освобождения от моря Сибирской и Североамериканкой платформ и крупных поднятий в Северной Атлантике и на Китайской платформе. Начавшийся в силуре каледонский орогенез заканчивается в девоне формированием нескольких тектонических сооружений в северном и единичных в южном полушарии, на крайнем юго-востоке Гондваны.

В каменноугольном периоде изменение соотношения суши и океана на Земле в общих чертах можно свести к двум основным этапам: а) к преобладанию значительных погружений и трансгрессий в нижнем карбоне, охвативших преимущественно северное полушарие, что привело к резкому расширению гумидных и сокращению аридных регионов, к формированию низменных плоских континентов и б) к широкому развитию складчатых движений огромной силы главным образом в среднем карбоне, к проявлению орогенеза, известного под названием судетского, наиболее интенсивного в герцинском тектоническом цикле. Самые крупные сооружения судетский орогенез оставил в северном полушарии, на месте современной Евразии. В результате в среднем и верхнем карбоне площадь гумидных регионов сокращается, а аридных — существенно расширяется и занимает положение, аналогичное положению в верхнем девоне (Страхов, 1948).

Пермский период, особенно конец его, может быть назван периодом одной из крупнейших регрессий в истории Земли. В этом периоде завершается герцинский орогенез, обусловивший резко выраженные в крупных тектонических структурах макроформы рельефа Земли. Отдельные незначительные и непродолжительные трансгрессии не изменяют общей направленности процесса в сторону резкого усиления континентальности. К концу перми заметно вырастают и полностью обсыхают все платформы, на большей части геосинклиналей господствуют континентальные условия, существенно прирастает суша в северном полушарии, а Гондвана в южном полушарии обнаруживает первые признаки распада — потерю своей монолитности и превращение в крупные блоки, характеризующиеся вертикальными движениями разного знака.

В отдельных регионах, например на современной территории СССР, площадь суши возросла почти вдвое по сравнению с девоном и карбоном.

Суммируя результаты влияния наиболее крупных тектонических этапов за всю палеозойскую эру, охватившую каледонский и герцинский этапы орогенеза и межорогенные фазы за период около 330 млн. лет, можно выделить несколько значительных чередующихся трансгрессий и регрессий океана и морей, вызывавших большие изменения в соотношении суши и моря: а) крупные трансгрессии в среднем кембрие, нижнем силуре и нижнем карбоне, вызвавшие сокращение суши и рост океана; б) крупные регрессии в конце силура, в среднем карбоне и в конце перми, приведшие к значительному расширению суши и соответствующему убыванию площади Мирового океана. На этом крупномасштабном тектоническом фоне развивались более мелкие движения земной коры, например, трансгрессии верхнего силура и верхнего карбона, регрессии верхнего кембрия и верхнего девона.

В целом этот процесс был направлен в сторону разрастания суши, резкого увеличения континентальности природы Земли, особенно в северном полушарии, где с самого начала палеозойской эры впервые четко оформляются аридные «зоны». К концу палеозоя в результате каледонской и герцинской тектонических стадий в северном полушарии образуется огромный платформенный массив, в котором были спаяны монолитно Североамериканская, Русская, Сибирская и Китайская платформы. В южном полушарии продолжает существовать столь же огромная, частично потерявшая монолитность Гондвана. В осадочных толщах каледонской тектонической стадии впервые появляются фосфориты и бокситы, а в толщах герцинской — галогенные породы (гипсы и каменная соль).

Обращает на себя внимание более широкое распространение в герцинской тектонической стадии континентального осадконакопления, которое с этого времени приобретает в истории земной коры большое значение и дает возможность более конкретно судить о климате (Страхов, 1948).

На третьем, палеозойском, этапе продолжалось наращивание земной коры вглубь, дальнейшее формирование стратисферы, при одновременном усилении процессов метаморфизма глубоко погребенных осадочных отложений. Все это обусловило в свою очередь значительное увеличение плотности и соответственно уменьшение проницаемости земной коры. Поступление летучих соединений из мантии в земную кору, в том числе и ювенильных вод, должно было резко замедлиться. Однако удельный вес возрожденной воды в связи с усилением процессов метаморфизма осадочных отложений стратисферы на этом этапе значительно возрастает, что вызывает новое пополнение объема свободной воды гидросферы за счет уменьшения объема связанной.

О масштабах этого процесса весьма приближенно можно судить только по косвенным признакам.

По расчетам Успенского (1956), в летучих продуктах метаморфизма содержится 8,5% воды. Суммарная масса осадков, обращавшихся в постпротерозойские периоды в одном только континентальном секторе, составляла около 15,3∙10¹⁷ т. Эта масса осадков находилась в обращении не менее трех раз, что соответствовало одноразовой массе 15,3•10¹⁷: 3 = 5,1•10¹⁷ т. Если вся масса подвергалась метаморфизму, то при каждом обороте должна была высвобождаться масса воды 5,1∙10¹⁷• 0,08 = 0,408∙10¹⁷ т, или, в пересчете на всю поверхность Земли, слой воды 80 м. С учетом осадков океанического сектора 6,83∙10¹⁷ т, которые не претерпевали существенных переотложений, общая масса высвободившейся при метаморфизме воды составит 11,93∙10¹⁷∙0,08 = 0,954•10¹⁷ т, или слой воды около 187 м. Надо заметить, что в расчет были включены и мезо-кайнозойские отложения. Следовательно, к палеозою можно отнести только часть этой воды. Такой объем воды должен был существенно поднять уровень Мирового океана, соответственно сократить площадь суши и увеличить влагооборот, но общую массу гидросферы, как отмечалось выше, процессы метаморфизма не изменяют.

С другой стороны, начавшиеся в протерозое процессы выветривания продолжались в палеозое, по-видимому, с нарастающей силой в связи с более интенсивным накоплением в атмосфере и гидросфере свободного кислорода и стали охватывать в связи с расширением континентов более значительные площади и более глубокие слои стратисферы земной коры. Следствием развития этих процессов должна была быть трансформация свободной воды в воду связанную, изъятие ее из влагооборота на длительный период времени.

Попытаемся рассчитать массу связанной в современной коре выветривания воды в пределах континентального сектора без учета воды, принимающей участие во влагообороте между атмосферой, литосферой и биосферой.

Примем количество глинистых пород континентального сектора для осадочных отложений равным 50%, для песчаных — 30% и для карбонатных — 20%. По влагоемкости карбонатные породы ближе к глинистым, что дает основание для данной цели выделять только две группы пород при соотношении их: 70% — глинистые и карбонатные, 30%—песчаные. Общая масса коры выветривания на площади 122 445 000 км² (площадь почв) при среднем объемном весе 1,8 и средней мощности 10 м составляет 220,5∙10¹³ т. Содержание связанной воды в глинистых породах примем равным 10%, в песчаных — 5% от их веса (или 8,5% среднее взвешенное). В таком случае общая масса связанной воды в коре выветривания будет равна 18,74∙10¹³ т, или около 0,375 м в пересчете на всю поверхность Земли. Если условно принять среднюю мощность коры выветривания равной 100 м, что явно преувеличено, и среднее содержание связанной воды вместо 8,5 равным 17%, то общая масса связанной в коре выветривания воды все-таки остается в пределах слоя 7,5 м.

Таким образом, выветривание приводит к небольшому изъятию воды из влагооборота и им вполне можно пренебречь.

На рассматриваемом — третьем этапе развития природы Земли в результате дальнейшей дифференциации геосфер впервые появились почвы как самостоятельное биокосное образование. Известно, что для формирования почвенного покрова в пределах коры выветривания необходимы материнская почвообразующая порода и живое вещество в виде растительных и животных организмов, без которых гумус не образуется.

По современным представлениям, растения впервые вышли на сушу в силуре — начале девона, что исключало более раннее образование почвы. Пышного развития наземная растительность достигла уже в карбоне. К этому времени почвенный покров был настолько сформирован, что он должен был приобрести зональные черты, а почвы — достигнуть достаточно высокого уровня плодородия, без которого обильная растительная масса карбоновых лесов не могла образоваться.

Формирование почвенного покрова, в частности, одного из важнейших его свойств — влагоемкости, т. е. способности накапливать и удерживать в себе значительный запас воды, означало радикальное изменение самой структуры одного из ранее возникших влагооборотов — атмосферно-континентально-океанического. Этот тип влагооборота на третьем этапе развивался в более сложный — атмосферно-литосферно-биологический, или атмосферно-почвенно-биологический, в котором наряду с океаном большую роль стали играть почва и растение.

Подробно он будет рассмотрен в третьей главе. Здесь же уместно отметить, что в двухметровом слое почвы, как известно, может быть удержано до 500—600 мм атмосферных осадков, что равнозначно их годовой сумме в умеренном поясе, или полугодовому слою осадков для всей поверхности Земли.

Своеобразие этого вида трансформации вод гидросферы заключается в том, что превращение атмосферных осадков в почвенную влагу носит кратковременный характер. По существу — это сезонное изъятие некоторой части воды из влагооборота, повторяющееся ежегодно во всех природных зонах, кроме экваториальной, где указанные процессы протекают практически без перерывов.

Возникновение атмосферно-почвенно-биологического типа влагооборота резко изменило структуру водного баланса суши: интенсивный сток с поверхности незащищенной от этого суши стал убывать, благодаря развитию почвенного и растительного покровов.

Кроме охарактеризованных выше процессов трансформации вод гидросферы, не изменявших ее общего объема на этом этапе, как и на предыдущих, существовал еще один процесс того же вида — связывание ледниковыми покровами свободной воды гидросферы.

На континентах северного полушария достоверных следов материкового оледенения не обнаружено в течение всего палеозоя (Шварцбах, 1955). На территории южного полушария найдены многочисленные следы, по-видимому, неоднократных оледенений, одно из которых — пермокарбоновое — относят к числу величайших в геологической истории материковых оледенений. Следы пермокарбонового оледенения обнаружены в Индии, Австралии, в Южной Африке, Южной Америке преимущественно в тропических и субтропических широтах. Есть предположение, что основная масса ледников передвигалась из области низких широт в высокие.

По мнению Шварцбаха, общая площадь, покрытая в то время льдом, по-видимому, была не менее 20 млн. км², что, несомненно, является преуменьшенной величиной. По последним данным (Калесник, 1963 г.), современная площадь материкового и горного оледенения исчисляется величиной порядка 15,5 млн. км². Общий объем воды, связанной в современных ледниковых толщах, составляет около 26 600 тыс. км³. К сожалению, невозможно установить общий объем льдов в период максимума пермокарбонового оледенения.

Судя по толщам моренных и других ледниковых отложений, достигающих в Южной Африке мощности 300—400 м, а в Южной Америке даже 400—500 м, пермокарбоновые оледенения были продолжительными и грандиозными по объему связанных льдами вод гидросферы. Косвенным подтверждением этого может служить резкое уменьшение площади накопления осадочных пород и их общего объема в верхней перми, особенно в триасе, когда началась очередная трансгрессия, вызвавшая частичное затопление суши. Для подтверждения этого вывода сошлемся на данные Ронова и Хаина (Ронов, 1959), согласно которым, области накопления и общий объем осадочных отложений всех материков от нижней перми к нижнему триасу изменялись следующим образом: а) области накопления в нижней перми 51,8 млн. км² и в нижнем триасе 27,0 млн. км²; б) общий объем осадочных отложений в нижней перми 32,6 млн. км³ и в нижнем триасе 11,3 млн. км³. Такое резкое сокращение процессов денудации от нижней перми к нижнему триасу нельзя объяснить только переменой климата, так как оба геологических периода, в частности в северном полушарии, характеризовались аридным климатом.

Трансформация свободной воды в воду, связанную в ледниковых покровах, не могла повлиять на общий объем гидросферы, но должна была существенно снизить интенсивность влагооборота атмосферно-почвенно-биологического типа. Три достоверных доказательства можно привести в подтверждение этого вывода: а) направленный, хотя не однозначный характер нарастания континентальности от начала к концу палеозоя; б) уменьшение на всех материалах почти в два раза общего объема осадочных отложений к концу палеозоя; в) обильное соленаконление главным образом в пермском периоде, когда климат был наиболее засушливым. Это не исключало существования и влажных периодов со свойственным им образованием бокситов и угленосных залежей. Но они в это время не были определяющими в общем развитии природы Земли.

Выше рассмотренные процессы (метаморфизм, выветривание, образование почвы, оледенение), как уже не раз отмечалось, не могли изменить общего объема гидросферы. Только поступление воды из мантии, с одной стороны, и из космоса с метеоритной и космической пылью, с другой, пополняли на этом этапе, как и на современном, общую массу гидросферы. Противоположный им процесс диссипации в Космос водорода по-прежнему способствовал, как и на предыдущих этапах развития природы Земли, уменьшению общей массы гидросферы.

В отличие от предыдущей истории Земли на палеозойском этапе должно было заметно ощущаться влияние фотосинтеза на общую массу гидросферы. В связи с выходом растений на сушу и захватом пелагической области океана планктоном и бентосом биомасса живого вещества возрастает не менее чем в 3—3,5 раза, причем главная часть ее приходится на растения (Страхов, 1963).

Значительный рост фотосинтеза должен был означать не только изменение состава атмосферы вследствие выделения свободного кислорода, но также частичное изъятие воды из общей массы гидросферы, благодаря разложению воды растениями.

Рост фотосинтеза должен был также способствовать увеличению интенсивности атмосферно-почвенно-биологического влагооборота за счет местного испарения.

Роль фотосинтеза в природе не только окислительная, но, по-видимому, также и регулирующая процесс изменения массы гидросферы. Это, однако не означает, что только фотосинтез выполняет эту функцию в развитии природы Земли. Дело в том, что генерация водорода как основного элемента диссипации в Космос осуществляется не только в результате разложения в анаэробных условиях растительных остатков, синтезированных до этого зелеными растениями, но также в процессе синтеза в коре выветривания минералов группы амфиболов и широко распространенных хлоритов (Ермолаев, 1966), и в процессе фотодиссоциации воды в верхней атмосфере. Кроме того, и метан, происхождение которого связывают не только с живой, но и неживой природой (Соколов, 1966), является одним из важных источников водорода в атмосфере Земли. Тем не менее часть живого вещества растений (а вместе с ней и содержащаяся в них вода) только в палеозое впервые захороняется в осадочных покровах и в процессе метаморфизма превращается в каменные и бурые угли, В докембрийских отложениях неизвестны залежи каменных и бурых углей. Захоронение некоторой части органического вещества в осадочных породах означало консервацию части пресной воды гидросферы на длительное время — до начала промышленного использования каменных и бурых углей. Аналогичный процесс протекает в настоящее время при образовании торфяников.

Для суждения о динамике влагооборота в палеозое очень важно иметь представление об изменении парциального давления углекислоты в атмосфере того времени. Повышенное содержание СО₂ в атмосфере, согласно общепринятому мнению, повышает температуру воздуха, что, в свою очередь, влияет на содержание паров воды в нем и создает предпосылки для повышения интенсивности влагооборота между почвой, растениями и атмосферой.

Судя по времени возникновения фотосинтеза, превращение древней восстановительной атмосферы в более позднюю окисленную началась 2—3 млрд. лет тому назад. Однако на первых двух этапах развития природы Земли, пока растительная масса оставалась небольшой, этот процесс могли уравновешивать противоположные ему процессы — вулканогенные и метаморфические. По данным В. Раби (Rubey, 1964), углекислота среди ^«избыточных» летучих материалов, поступающих из глубоких недр Земли, занимает второе место после воды.

При высокой проницаемости земной коры того времени, в условиях повышенного выделения радиогенного тепла, поступление СО₂ из мантии к поверхности Земли и в атмосферу и гидросферу вполне могло восполнять убыль ее на фотосинтез и образование карбонатных пород хемогенного типа. Несколько позже, в протерозое, пополнение СО₂ происходит также за счет широкого распространения метаморфизма осадочных отложений, в летучих продуктах которого содержится около 64% СО₂ (Успенский, 1956).

В палеозое по всем признакам начался процесс интенсивного изменения газового состава атмосферы и гидросферы в связи с резким усилением роли живого вещества в развитии геосфер. Но и на этом этапе развития природы Земли последствия его стали сказываться не сразу. В кембрие, ордовике и силуре угли не образуются, и только в девоне в тропических широтах началось угленакопление в ничтожных количествах. В карбоне и нижней перми накопление углей резко усиливается в связи с прогрессирующим увеличением растительной массы за счет выхода растений на сушу, захвата ими пелагической области океанов и повышения уровня плодородия почв. В палеозое хемогенное образование карбонатов постепенно вытесняется биогенным.

В целом накопление карбонатов в палеозое не только ослабевает, но, напротив, существенно возрастает по сравнению с докембрийским периодом (Раби, 1951; Ронов, 1959). Все это указывает на достаточно высокое содержание СО₂ в атмосфере и гидросфере в палеозое. Если судить по массе угленакопления, которая стремительно нарастала в карбоне и нижней перми, содержание СО₂ в атмосфере еще во второй половине палеозоя должно было в несколько раз превышать современное. Однако последующее нарастание органической массы растений на Земле и некоторые другие процессы, о которых будет сказано в следующих главах, неизбежно должны были привести к уменьшению в атмосфере парциального давления СО₂.

На основе достаточно большого числа опытов, проведенных в XX веке, можно утверждать, что современное содержание СО₂ в атмосфере недостаточно для максимальной продуктивности растений и если в карбоне существовала исключительно пышная растительность, то это можно объяснить не только влажным климатом, но и другим газовым составом атмосферы.

По мнению Ронова (1959), Страхова (1962) и других геологов, надежным показателем удельного содержания СО₂ в атмосфере и гидросфере является отношение кальция к магнию в карбонатных породах. Рост этого отношения, указывающий на замену доломитов в образовании карбонатов кальцитами, почти не изменяется в течение всего палеозоя в карбонатных породах Русской платформы и Северной Америки (рис. 3) и только в мезозое резко увеличивается. На этом основании Ронов (1959) считает, что содержание СО₂ в атмосфере и гидросфере «.. .оставалось относительно высоким вплоть до конца палеозоя…, и только в мезо-кайнозое оно резко убывает. Важно при этом подчеркнуть, что содержание ССЬ в атмосфере и гидросфере всегда изменяется сопряжено, взаимосвязано, но определяющая роль остается за океаном, где углекислоты содержится в 58 раз больше, чем в атмосфере (Юнге, 1965).

Неизбежным следствием большого содержания углекислоты и водяных паров в атмосфере палеозоя должна была быть более высокая температура воздуха, по сравнению с современной, на всех широтах и в течение почти всех геологических периодов. Одним из веских доказательств широкого распространения теплого климата на Земле, по крайней мере в раннем и среднем палеозое, является образование коралловых рифов в средних и высоких широтах северного полушария. Еще в девоне коралловые рифы существовали на широтах Центральной Европы, Канады и Северной Азии (Шварцбах, 1955), в то время как в современный период их находят только в тропических широтах (рис. 4).

Это не означает, однако, отрицания зональности природных явлений на палеозойском этапе, наличие которой подтверждают палеонтологические остатки и литологические образования. Анализируя в геологическом обзоре типы литогенеза, Страхов (1962) считает, что уже в нижнем палеозое (ордовик и силур) существовали теплые и холодные климаты, влажные, умеренно влажные и аридные зоны. Однако, отмечая в нижнем палеозое наличие холодного климата, он неудачно приводит в пример Бразилию и Южную Африку. На этих территориях в то время существовала высоко поднятая над уровнем моря Гондвана. В этих

условиях должны были развиваться криофильные черты природы, что достаточно убедительно подтверждается современными исследованиями геологов.

Рассматривая климатическую зональность в нижнем палеозое, Страхов (1962) отмечает, что «…в среднедевонское время все три теплых пояса гораздо больше смещены на север, чем в верхнем палеозое…» (стр. 191). Эту аномалию он объясняет смещением экватора и оси вращения к северу не менее чем на 30°.

В период времени от кембрия к силуру и девону произошли какие-то коренные сдвиги в развитии и дифференциации климата Земли. Это было обусловлено поднятием платформ северного полушария и освобождением их отводы, что привело к увеличению площади суши, а также формированием ряда крупных тектонических сооружений к концу каледонского орогенеза, что вызвало заметную дифференциацию абсолютных и относительных высот поверхности материков и океанических впадин.

К. Брукс (1952) указывает, что в высоких широтах наличие суши значительно сильнее, чем на экваторе, понижает температуру воздуха, особенно зимой.

Однако полной компактности материков Евразии и Северной Америки еще не было в нижнем палеозое, выходы теплых тропических вод в направлении высоких широт северного полушария были более многочисленными по сравнению с современными. Подобно Гольфстриму эти выходы были транзитными путями переноса больших масс тепла к северу, что отчасти нивелировало различия в тепловом режиме низких и высоких широт, а также должно было способствовать интенсификации атмосферно-континентально-океанического типа влагооборота в средних и высоких широтах.

Почти все исследователи, изучавшие природу прежних геологических периодов Земли, сходятся в оценке климата карбона, называя его влажным и теплым и отмечая резкое расширение в этом периоде гумидных площадей за счет аридных (рис. 5). Расхождения

чаще относятся к оценке степени зональных различий природных явлений этого периода. Одни считают их вполне отчетливыми (Криштофович, 1941), другие менее четко выраженными по широтам (Шварцбах, 1955). Однако большое однообразие флоры и фауны карбона в пределах средних и высоких широт Европы и Северной Америки подчеркивает не столько существенные, сколько несущественные различия в составе живых организмов биосферы. Это могло быть следствием не только малой в то время дифференциации природных условий, но также малой дивергенции филогенетически молодых наземных организмов. Исследования Криштофовича (1941), отмечавшего существенные различия флор Европы, внетропической Азии и Гондваны уже в карбоне, идут вразрез с представлениями об однообразии в это время растительного мира суши на Земле.

Так или иначе никто не оспаривает мощного развития наземной растительности в карбоне на значительной территории северного полушария, для чего одного обилия осадков недостаточно даже при больших ресурсах тепла. Для этого необходим либо высокий уровень плодородия почв к началу каменноугольного периода, чего не могло быть повсеместно в молодых в то время почвах, начавших формироваться в девоне, с выходом растений на сушу; либо высокий уровень углеводного питания растений, что могло быть обеспечено только иным составом атмосферы — большим содержанием в ней углекислоты. Все говорит за то, что углекислота была одним из факторов, определивших обильную продуктивность растительного мира карбона. При этом высокая продуктивность атмосферно-океанического влагооборота на обширных водных поверхностях и атмосферно-почвенно-биологического на суше при наличии меридиональной и широтной (в умеренном поясе) атмосферной циркуляции неизбежно должна была обеспечивать условия оптимальной или близкой к ней влагообеспеченности растений. Должна была существовать «парниковая атмосфера» в приземных слоях воздуха с характерной для нее высокой абсолютной и относительной влажностью, без чего конструктивно несовершенные древесные породы того времени не могли бы давать много органической массы.

«Парниковую атмосферу» нижнего карбона, при высоком содержании СО₂ в атмосфере, поддерживало обильное испарение океанических вод, температура которых, по-видимому, была значительно выше.

Наряду с тепличными условиями в карбоне в отдельных регионах, по-видимому, были умеренно влажные и засушливые климаты с относительно холодными сезонами года. Об этом свидетельствует характер находок ископаемых остатков из карбоновых отложений средних широт, представленных стволами деревьев с годичными кольцами; многочисленные аркозы, указывающие на периодическую засушливость. Однако едва ли засушливые периоды были частыми и длительными, если иметь в виду широкое распространение углей карбонового возраста.

Нет также оснований утверждать наличие ультрахолодных зим в карбоне, по крайней мере, в средних широтах, на что указывают абсолютное господство в растительном мире многолетних форм и отсутствие в ископаемом состоянии насекомых с полным циклом превращения (Шварцбах, 1955). Многолетние древесные формы, недавно появившиеся на суше, не могли в то время переносить холодные зимы, если бы последние существовали. Таких зимостойких пород, как современная нам даурская лиственница в Сибири, в то время не было. Они появились в результате длительного отбора и не ранее возникновения регионов с резко континентальным климатом, в частности с суровой зимой. Однако в южном полушарии, где уже в карбоне начали появляться признаки обширного пермокарбонового оледенения Гондваны, развитие умеренной флоры, несомненно, указывало на умеренно холодные зимы, на четко выраженную смену сезонов года. Аналогичные экологические условия были и во внетропической Азии с ее тропической флорой (Криштофович, 1941).

Диаметрально противоположные условия климата и влагооборота развивались в пермском периоде. Если карбоновый период можно считать концом длительной эры преобладания на Земле теплого влажного или умеренно влажного климата, то пермский можно принять за начало длительной эры развития аридных теплых и умеренно теплых, а также полярных холодных климатов, характеризующихся разной степенью интенсивности влагооборота. При этом территории и акватории с четко выраженным гумидным климатом и в этот период все же существовали на земной поверхности.

Целый ряд признаков указывает на то, что есть много оснований считать конец пермского — начало триасового периодов качественно новым рубежом в геологической истории, в развитии природы геосфер, в более резкой дифференциации климатов и связанных с ними влагооборотов. Прежде всего обращает на себя внимание резкий переход от преобладающего в карбоне теплого и влажного климата к доминирующему в верхней перми — нижнем триасе сухому и умеренно холодному климату. Речь идет не о частных изменениях климата, которых в палеозое было более чем достаточно и которые указывают на ритмичность в смене климатов. Не имеются в виду также возможные существенные смещения климатических зон конца палеозоя по сравнению с современным их положением, что связывают с изменением положения экватора и, разумеется, полюсов.

Имеется в виду направленный общепланетарный характер коренного изменения природы ряда геосфер, обусловленный длительным предшествующим развитием всей совокупной природы.

По мнению А. А. Борисова (1965), силур следует рассматривать как новый рубеж в формировании климатов Земли. Он имел при этом в виду появление впервые достаточно выраженной географической дифференциации климатов Земли как следствие каледонского орогенеза, с чем можно согласиться. Однако, как признает и сам Борисов, климаты силура не были холодными, они были теплыми. Следовательно дифференциация их была далека от современной.

Нет убедительных доказательств в пользу признания силура крупным рубежом в стадийном развитии атмосферы Земли и наоборот — много таких доказательств для конца палеозоя — начала мезозоя, когда в развитии природы Земли произошли крупнейшие события, резко изменившие содержание и условия развития геосфер.

В палеонтологических остатках верхней перми и триаса сохранилось много доказательств, свидетельствующих о развитии ясно выраженной аридности природы на больших территориях северного (рис. 6) и в отдельных районах южного полушарий. Одно из них заключается в громадном распространении в северном полушарии галогенного процесса в пермском периоде, обусловившем огромное накопление солей разного химического состава — хлоридов, сульфатов, растворимых карбонатов, фосфатов, гипсов. В частности, галогенные отложения перми широко распространены в Западной и Восточной Европе, Северной Америке, Гренландии, на Шпицбергене и в Казахской складчатой стране. Пермские соленосные отложения известны также в Южной Америке и Австралии. Однако в южном полушарии в это время, после исчезновения материкового оледенения Гондваны, доминировали гумидные условия.

Вторым доказательством в пользу широкого распространения аридных условий на Земле в конце палеозоя — начале мезозоя является соотношение суши и океана: в верхней перми и триасе общая площадь суши на Земле, по-видимому, была наибольшей за всю геологическую историю. В первом приближении об этом можно судить по картам Страхова (1948), изучение которых указывает на четко выраженную компактность материков не только южного полушария, что было характерно для него и в более ранние геологические периоды, но и северного, где к этому времени закончилась консолидация ранее разобщенных между собой огромных платформ Евразии и Северной Америки. Особенно значительный прирост суши к началу мезозоя имел место в пределах СССР, где суша в триасе занимала площадь почти в два раза большую, чем в карбоне.

Рассматриваемый период был временем резко выраженной общепланетарной регрессии, одним из величайших в геологической истории теократических движений земной коры в целом. По Ронову (1959), в верхней перми, нижнем и среднем триасе покрытая морем площадь составляла 13—16% площади материков, в то время как в верхнем девоне она достигала 40% и в верхней юре 26%.

Неизбежным следствием этих процессов было резкое усиление континентальное™ климатов Земли. Если в силуре континентальность была выражена преимущественно в существовании теплых засушливых климатов наряду с теплыми влажными, то в пермо-триасе, по-видимому, появилась новая черта континентальности — значительный рост годовых амплитуд температуры в умеренных и высоких широтах с четко выраженным холодным периодом года.

После герцинского орогенеза, значительно усложнившего рельеф земной поверхности и охватившего более значительные по сравнению с каледонским площади суши и океана, расположение северного мегаконтинента — Лавразии — (П. С. Воронов, 1964) и южного — Гондваны — относительно экваториальной зоны оказалось неблагоприятным для перемещения теплых тропических воздушных и водных масс в средние и высокие широты. Компактные и высоко поднятые праматерики Лавразия (Ангарида) и Гондвана существенно затрудняли передвижения тех и других в направлении высоких широт. По Бруксу (1952), средний уровень суши в пределах 40—90° с. ш. в верхнем карбоне составлял 1524 м и был самым высоким за всю геологическую историю. В нижней перми средний уровень суши Брукс считает равным 1158 м, что много выше средних уровней материков в мезо-кайнозойский период. Для сравнения укажем, что современный средний уровень суши составляет около 875 м.

Точное пространственное размещение горных сооружений герцинского орогенеза, к сожалению, восстановить в настоящее время трудно, так как многие из них были впоследствии сильно переработаны альпийским орогенезом. Однако можно утверждать, что некоторая часть горных сооружений пояса кайнозойско-альпийской складчатости возникла на базе сооружений герцинской складчатости. Следовательно, уже на грани палеозоя и мезозоя существовали крупные тектонические сооружения широтного простирания, затруднявшие обмен массами и энергией между низкими и высокими широтами, что, в свою очередь, должно было резко усилить зональную дифференциацию природных геосфер, в том числе атмосферы. Для подтверждения такого вывода можно обратиться к тектоническим картам Западной Европы и Азии (Белоусов, 1962), на которых можно видеть почти повсеместное соседство герцинских и альпийских сооружений, свидетельствующее о наращивании альпийских сооружений в районах стыков их с герцинскими.

Можно привести еще одно веское доказательство в пользу признания конца палеозоя—начала мезозоя качественно новым рубежом в стадийном развитии атмосферы, как и всей природы

Земли в целом: в верхней перми, а также в нижнем и среднем триасе, несмотря на максимальные площади размыва, общий объем осадочных отложений на материках был минимальным (11,3 млн. км³ в нижнем триасе; 33,6 млн. км³ в нижнем карбоне и 25,2 в верхней юре) (Ронов, 1959). Этот факт указывает на существование в это время минимального стока с поверхности суши, что можно объяснить либо абсолютным преобладанием равнинного рельефа земной поверхности, либо преобладанием аридных условий климата. Первое исключается в связи с герцинским орогенезом, сильно расчленившим, в дополнение к каледонскому, поверхность суши и увеличившим ее среднюю высоту. Остается второе — резкое преобладание аридных ландшафтов и соответственно аридного климата, что в пределах северного полушария не вызывает сомнений.

Наконец, едва ли не самым надежным доказательством коренных изменений природы Земли в конце палеозоя была качественная перестройка растительного мира в направлении повсеместного развития и распространения (кроме тропических широт) ксерофитных форм (Криштофович, 1941), а также резкое уменьшение угленакопления в верхней перми (Страхов, 1963).

Резюмируя противоречивые влияния в развитии природы Земли на палеозойском этапе, можно заключить, что развитие атмосферы на этом этапе протекало сначала от теплого влажного слабо дифференцированного по широтам и долготам климата к теплому умеренно влажному и умеренно сухому средне-дифференцированному климату с разной степенью увлажнения, однако при широком распространении аридного климата к концу этапа.

Неизбежным следствием такой эволюции атмосферы было развитие галогенеза, уменьшение интенсивности стока и соответственно объема осадочных отложений, более сильно выраженная дифференциация в растительном и животном мире, небольшое, некоренное изменение содержания СО₂ и О₂ в атмосфере под воздействием растительного и животного мира. Содержание кислорода в атмосфере возрастало. Уже в девоне, а возможно, и раньше должен был образоваться озоновый экран, без которого выход растений на сушу был бы невозможен. Содержание углекислоты несколько убывало. Однако значительного уменьшения ее в атмосфере даже к концу палеозоя, по-видимому, не было (Ронов, 1959), несмотря на усиленное потребление СО₂ растениями в процессе фотосинтеза. При термодинамических условиях равновесия газового состава атмосферы и гидросферы того времени последняя, благодаря более обильному содержанию в ней углекислоты, служила постоянным источником пополнения ее в атмосфере. Эту роль океан выполняет и в современный период в условиях иных концентраций СО₂ в атмосфере и гидросфере.

Существенным источником пополнения углекислоты в гидросфере и атмосфере в то время была углекислота литосферы, поступающая в результате метаморфизма глубинных пород, начавшегося в протерозое и продолжавшегося в палеозое.

Наряду с этим продолжалось увеличение объема гидросферы за счет поступления воды из мантии и вместе с тем уменьшение ее объема вследствие диссипации в межпланетное пространство водорода, пополняемого в результате различных процессов, о которых было сказано выше. Масса растений в связи с выходом их на сушу и повышением плодородия почв увеличилась к концу палеозоя во много раз по сравнению с нижним палеозоем, что должно было способствовать и увеличению захороняемых растительных остатков.

В тесной связи с развитием атмосферы и других геосфер протекало развитие и дифференциация общего влагооборота на палеозойском этапе.

Еще в докарбоновый и карбоновый периоды на Земле был широко распространен интенсивный влагооборот, о чем свидетельствует преобладание гумидного климата, способствовавшего обильному накоплению углей и большому объему осадочных отложений при относительно малой площади размыва материков. Уже в силуре возникает несложная пространственная дифференциация региональных влагооборотов на более и менее интенсивные в связи с каледонским орогенезом, усложнившим геоморфологический облик планеты.

К концу палеозоя — началу мезозоя произошло дальнейшее усиление дифференциации влагооборотов в связи с новым более грандиозным, по сравнению с каледонским, герцинским орогенезом, охватившим более обширные площади суши и океана.

Есть косвенное основание предполагать, что контрасты между влажными и сухими регионами в условиях более высокого содержания СО₂ в атмосфере Земли во второй половине палеозоя были выражены резче, чем в современных условиях благодаря более высокому тепловому состоянию атмосферы и значительному орографическому разобщению отдельных регионов в палеозое, затруднявшему не только меридиональную, но и широтную циркуляцию воздушных масс.

Итак, основное направление эволюции общего влагооборота на палеозойском этапе заключалось в его четкой региональной дифференциации, в развитии менее активных влагооборотов засушливых регионов, наряду с существованием широко распространенных ранее интенсивных влагооборотов гумидного климата. В целом на этом этапе произошло значительное сокращение площади распространения гумидного климата при одновременном увеличении площадей аридного.

Отдельные типы влагооборотов на рассматриваемом этапе развивались по разному.

Геокосмический влагооборот должен был по-прежнему убывать, так как поступление вещества из Космоса, по-видимому, «стабилизировалось» в условиях давно закончившегося вычерпывания вещества из околоземного пространства; диссипация водорода и других легколетучих элементов в Космос должна была несколько убывать в условиях возросшей плотности атмосферы и возросшей массы Земли. Однако надежных доказательств (в количественных показателях) изменения в палеозое геокосмического влагооборота пока нет.

Атмосферно-океанический тип влагооборота, присущий регионам преобладающего распространения водной поверхности, по-прежнему продолжал оставаться интенсивным, чему благоприятствовало высокое тепловое состояние атмосферы, в составе которой удельный вес паров воды и СО₂ был еще значительным. Вместе с тем ясно обозначившаяся региональная дифференциация климатов вследствие усложнения рельефа Земли, значительного нарастания площади суши в широтном направлении и консолидации ее в северном и южном полушариях неизбежно должны были привести в конце палеозоя к заметной дифференциации этого типа влагооборота в низких и высоких широтах. По реконструкции Брукса и Умбгрова (Шварцбах, 1955), в пермокарбоне в северном полушарии, между Ангаридой и материком, расположенным от него к западу, существовал единственный пролив, через который происходил обмен теплых вод Тетиса с холодными Арктического бассейна (рис. 7). В южном полушарии Гондвана простиралась монолитно на пространстве от Южной Америки до центральных районов Австралии. При этих условиях интенсивный обмен водных масс тропических и полярных широт был существенно затруднен, что усиливало дифференциацию морских климатов и соответственно дифференциацию атмосферно-океанического влагооборота в разных широтах океанического сектора.

По иному развивался атмосферно-континентально-океанический тип влагооборота. Выше было указано, что этот тип влагооборота в связи с выходом растений на сушу в силуре—девоне постепенно превращался в более сложный атмосферно-почвенно-биологический влагооборот.

С выходом на сушу растения начали принимать прямое участие в общем влагообороте, увеличивая испарение с поверхности суши и тем самым интенсивность влагооборота между атмосферой и сушей. Однако интенсивность одного из звеньев этого влагооборота, связывающего сушу и океан (сток), благодаря растительному покрову стала убывать.

Вместе с тем, как показывают ископаемые остатки верхнепалеозойских флор, к концу перми—началу триаса атмосферно-почвенно-биологический тип влагооборота оказался дифференцированным по широтам и долготам, успев приобрести хорошо

выраженные зонально-провинциальные черты. Криштофович (1941) выделяет в пермском периоде четыре флористических провинции: европейскую, тунгусскую, китайскую и североамериканскую. Этот перечень необходимо дополнить рядом флористических провинций Гондваны (южнобразильская, южноафриканская, индийская), а также океанических провинций районов Тихого и Атлантического океанов, где явления засушливости вплоть до верхней перми не подтверждаются. Эти провинции должны были различаться между собой экологическими условиями, в том числе разной интенсивностью атмосферно-почвенно-биологического влагооборота, подчеркивая, таким образом, его четко выраженную зонально-провинциальную дифференциацию.

Заканчивая характеристику палеозойского этапа развития природы Земли, уместно еще раз отметить существование сложной ритмичности развития каждой геосферы, в том числе атмосферы и геосферы на общем фоне их направленного развития. То же можно сказать, характеризуя общий влагооборот и частные его типы, развитие которых протекает в тесной взаимосвязи со всеми геосферами.

Другими словами, направленное развитие общего влагооборота осложнялось ритмичными явлениями. Достаточно вспомнить, что в палеозое за период времени порядка 330 млн. лет имела место неоднократная смена очень влажных и влажных климатов засушливыми и сухими. В частности, доказано существование на значительной территории сухого климата в ордовике, среднем девоне, верхней перми или влажного климата в верхнем девоне и нижнем карбоне. Однако все это не могло изменить на рассматриваемом этапе генеральной тенденции развития общего влагооборота в направлении его пространственной дифференциации с выделением теплых и холодных, влажных и сухих регионов.

Переходя к последнему — мезо-кайнозойскому этапу развития атмосферы и гидросферы, остановимся на краткой характеристике физико-географических условий этого этапа и их изменчивости с целью выявления общей тенденции развития природы Земли на этой стадии и отдельных ее сторон, непосредственно определяющих развитие общего влагооборота и частных его типов.

Как и на предыдущих стадиях, на этой стадии развития природы Земли неоднократно повторялись морские трансгрессии и регрессии, изменявшие соотношение площадей суши и моря. Крупные трансгрессии вод, покрывавших значительные площади геосинклиналей и небольшие платформы, были в средней юре, в верхнем мелу и палеогене; наиболее грандиозные из них относят к юре и мелу.

В юре оказались под водой Русская платформа, Западная Сибирь, Средняя Азия, Лено-Вилюйская впадина, большая часть Северо-Восточной Сибири, все Средиземье, значительная часть Северной Америки.

В верхнем мелу трансгрессия особенно значительной была в южном полушарии. Начавшееся в мезозое распадение материка Гондваны на отдельные глыбы интенсивно прогрессировало в верхней юре и особенно в мелу.

Начало становления Индийского океана относят к юре, в то время как оформление Индийской, Австралийской, Африканской и Южно-Американской платформ в их современном виде — к верхнему мелу, когда Гондвана окончательно распалась на отдельные глыбы и перестала существовать как единый компактный материк.

Значительные погружения, сопровождавшиеся обширными трансгрессиями, в мезозое охватили и северное полушарие, в частности Русскую платформу, Туранскую плиту, окраины Сибирской платформы и Дальнего Востока, Северную Америку.

Третья крупная трансгрессия мезозоя — палеогеновая — особенно интенсивно протекала в верхнем эоцене — нижнем олигоцене, когда море вновь покрывало большие площади современных континентов. Под водой в этот период находились, как и в верхнем мелу, почти вся Средиземноморская геосинклинальная область, Западная Сибирь, почти вся Европа, в том числе южные районы Русской равнины, западные районы Средней Азии.

Область Северного Ледовитого океана, по реконструкциям Н. М. Страхова (1949) и М. Шварцбаха (1955), в этот период свободно сообщалась со Средиземноморской геосинклинальной областью через Западносибирское море, что существенно изменяет черты природы западных регионов Ангариды и восточных регионов Европы в сторону развития более мягких зим, позволявших существовать субтропической растительности в умеренных широтах Сибири.

Не меньше сказывались на соотношении площадей суши и моря мезозойские регрессии, в результате которых обширные площади суши освобождались из-под воды, что, как известно, не могло не отразиться на общем направлении развития природы Земли.

Крупнейшая регрессия имела место в триасе, когда продолжалось дальнейшее нарастание суши, начавшееся уже во второй половине пермского периода. В триасе платформенные участки земной коры поднялись выше уровня океана и развивались по континентальному типу. Теократический процесс — процесс преобладающих поднятий — охватил также и геосинклинальные области, но на этих участках он не был однозначным в течение всего периода.

Наряду с этим триас в северном полушарии характеризуется отсутствием в течение его крупных орогенических движений.

В тектоническом отношении это период спокойных колебательных движений в пределах почти всего северного полушария.

По размерам общей площади суши нижний и средний триас можно поставить в один ряд с верхней Пермью, когда на Земле площадь суши, по-видимому, достигала максимума. В южном полушарии в триасе началось дробление Гондваны на отдельные глыбы, не вызвавшее, однако, существенной убыли суши. В северном полушарии, в частности, на территории СССР, сушей было занято в перми 35%, а в триасе 79% от современной площади (Борисов, 1965).

При некотором сходстве физико-географических условии в перми и триасе были между ними и большие различия. Целый ряд палеонтологических находок свидетельствует о том, что в триасе был широко распространен засушливый теплый климат как в северном, так и в южном полушариях, а в пермском периоде в южном полушарии было грандиозное оледенение, которое обусловило холодный климат отдельных регионов Гондваны.

Различие климатов перми и триаса можно объяснить разными средними абсолютными высотами материков.

По расчетам Брукса (1952), средний уровень суши в средних и высоких широтах северного полушария резко снижается от перми к триасу: в нижней перми он был равен 1158 м, в верхней—243 м, а в триасе— 152 м над уровнем океана. За период от палеозоя до кайнозоя это самый низкий уровень суши. Такое снижение поверхности суши, обусловленное длительной пенепленизацией, должно было поднять температуру воздуха не менее чем на 5—6° по сравнению с температурой в нижней перми и привести к уменьшению пространственной дифференциации климата, к большему его однообразию.

Красноцветные аридные отложения типа пестрого песчаника и различные галогенные отложения триаса найдены во многих местах Европы, Северной Америки, Индии, Северной и Южной Африки, Южной Америки. Есть указания, что и на Шпицбергене в триасе преобладал теплый климат, о чем красноречиво свидетельствуют остатки теплолюбивой фауны.

На существование сухого климата в триасе указывают также остатки флоры ксероморфного типа в Западной Европе, в Кировской области, Северной Америке, на берегах Тихого океана во внетропической Азии. Однако не везде в триасе господствовал сухой теплый климат (Шварцбах, 1965). Существование влажного климата надежно подтверждается угленосными отложениями триасового периода в субтропических и тропических широтах Мексики, Апалачей, Восточной Австралии, а умеренно-влажного — в Капской и Урало-Эмбенской областях, Армении,. Южном Тянь-Шане, на Русской равнине (севернее Воронежского массива) (Страхов, 1962).

В триасе флора Гондваны претерпевает некоторые изменения по сравнению с Пермью в направлении сближения ее с флорами Ангариды и Европы, но эти изменения характеризуются спокойным темпом развития (Криштофович, 1941). И все же мезофитная глоссоптериевая флора Гондваны, характерная для пермского периода, в триасе уступает место более ксероморфной.

В целом в триасе на громадной территории сохранялся аридный тип природы, аналогичный верхнепермскому, что, в первую очередь, было связано с сохранением компактности материков, несмотря на появление признаков начавшегося распада некоторых континентов, например Гондваны.

Наряду с этим существовали и «пестрые» по характеру природы физико-географические провинции, развитие которых было обусловлено спецификой местных условий. Однако и в этих провинциях в триасе, по-видимому, не было достаточно влажных условий, вполне благоприятных для угленакопления. Об этом свидетельствует резкое уменьшение разведанных запасов угля, бокситов и других полезных ископаемых, относящихся к этому периоду, которые указывали бы на гумидный климат.

Небольшие регрессии были также и в юре, за исключением среднего отдела этого периода, когда на многих участках земной коры преобладали опускания, вызвавшие обширную трансгрессию. Юрские регрессии, сопровождавшиеся приращением суши в отдельных регионах, было тесно связаны с двумя орогеническими фазами мезозойской складчатости — древнекиммерийской в начале юры и новокиммерийской в конце юры. Однако киммерийский орогенез не вызвал дальнейшего приращения суши всей Земли. Более правильно будет заключить, что в юре начинает четко ощущаться новая тенденция в развитии природы Земли—более широкое распространение гумидных физико-географических условий, подтверждаемое некоторым сокращением площади суши, особенно Евразии (Синицын, 1966), вследствие сильного воздействия трансгрессий на материки; почти повсеместным ростом отложений гумидного литогенеза (бокситов, угленосных отложений); уменьшением объема галогенных отложений (гипсов, ангидритов, каменной соли); уменьшением общего объема осадочных отложений при одновременном увеличении площади областей накопления; относительно однообразным характером юрской флоры, несмотря на разный ее состав в различных географических условиях. В табл. 5 приведены некоторые цифровые характеристики (Ронов, 1959), подтверждающие начало качественно новой тенденции развития природы Земли в мезозое.

Данные таблицы хорошо подтверждают явное усиление от триаса к юре роли гумидных элементов в развитии природы материков. К этому можно добавить факт значительного распространения в юре хвойно-гинкговых и цикадо-папоротниковых лесов мезофильного типа на территории Евразии

(Маркович и др., 1962; Вахрамеев, 1964), указывающий на теплый и умеренно теплый влажный климат без холодных зим.

Наконец, юра, как и меловой период — время господства на Земле огромных пресмыкающихся, типичных представителей теплого климата.

Резюмируя данные о физико-географических условиях юры необходимо отметить существование в этом периоде теплого или умеренно теплого, довольно однообразного влажного климата на весьма значительной площади Земли — более значительной, чем в современный период. Но в верхней юре появляются признаки нарастания аридности природы северного и южного полушарий в виде залежей соли и гипса.

Не следует, однако, понимать однообразие климата, как признак отсутствия зональности в юре. Появление впервые диатомовых водорослей, основного планктона северных морей, хорошо подчеркивает наличие в океане зональности в юрском периоде. Очевидно, и на суше она была выражена достаточно четко.

Третья — мезозойская регрессия, следы которой сохранились и в северном и южном полушариях, была в нижнем мелу.

Результатом теократических движений в это время было небольшое увеличение суши в северном полушарии по сравнению с юрой. Основные регионы приращения суши в этом периоде располагались на северо-востоке Евразии.

В южном полушарии площадь суши мало изменилась под воздействием регрессий мелового периода.

Однако следующая, верхнемеловая трансгрессия огромного масштаба затопила, как было сказано выше, большие площади суши и существенно изменила вновь соотношение территорий и акваторий Земли в сторону наращивания площади океанов.

Точных данных для суждения об итогах изменения площади континентов и океанов от конца палеозоя к концу мезозоя пока не имеется. Тем не менее изучение ряда источников показывает, что за период всего мезозоя основным регионом, где произошло заметное приращение суши, была Северо-Восточная Сибирь, в то время как почти вся Европа, исключая северные и юго-западные районы, Средиземье, Передняя и Средняя Азия оказались под водой. Сократилась площадь суши также в Северной Америке и южном полушарии. Наиболее существенным итогом тектонического развития земной коры в мезозое был распад на отдельные блоки единой глыбы северного полушария (Лавразии) и столь же монолитной глыбы южного (Гондваны).

Если сравнить площади суши в палеозое и мезозое, то с большой достоверностью можно утверждать, что к концу мезозоя суши на Земле остается явно меньше, чем в перми и триасе, и расчленение ее акваториями значительно больше, чем в палеозое. Это существенно ускоряло обмен между теплыми и холодными водами низких и высоких широт, способствовало сглаживанию термических различий между ними.

Можно также считать доказанным, что в мезозое средний уровень поднятия суши над океаном был минимальным за все послекембрийское время геологической истории. Такое заключение оправдано и логически, если иметь в виду преобладание длительной пенепленизации поверхности суши на отрезке времени между верхнепалеозойским (герцинским) и альпийским орогенезами.

Киммерийский орогенез, по-видимому, не вызвал коренной перестройки морфологического облика Земли и не имел общепланетарного значения. В мезозое разрушающее воздействие денудации на поверхность суши в общем итоге преобладало над формированием новых или обновлением старых тектонических сооружений земной коры.

Пенепленизация и раздробление компактных платформенных глыб, наряду с формированием глубоких океанических впадин, по-видимому, можно считать наиболее характерными общепланетарными процессами в мезозое.

Необходимо также иметь в виду, что в мезозое при низком стоянии суши над уровнем океана и небольших амплитудах относительных высот на континентах консервация пресной воды в ледниках не могла быть по объему значительной. Это можно считать еще одним доказательством в пользу вывода о преобладающей в мезозое тенденции гумидизации природы Земли, несмотря на существование в это время отдельных аридных провинций и даже временное расширение их общей площади в некоторые геологические периоды мезозоя, например в верхней юре и верхнем мелу. Наконец, нельзя также не учитывать многочисленные доказательства резкого ослабления соленакопления в мезозое и кайнозое, свидетельствующие в пользу общего нарастания гумидных черт природы поверхности суши. Последняя крупная регрессия общепланетарного масштаба была, как известно, в неогене. В свете выявления общей тенденции развития природы Земли и влагооборота в частности важно рассмотреть, могла ли неогеновая регрессия существенно изменить соотношение суши и океана, сложившееся в мелу и палеогене, когда море покрывало максимальную площадь современных континентов.

Неоген — период необычайно интенсивных орогенических движений земной коры, что хорошо известно из геологической истории и может быть подтверждено наличием многочисленных сооружений альпийского орогенеза в Евразии, Северной и Южной Америке, Африке и Австралии.

Значительные складчатые структуры возникают на территории Средиземноморской орогенической зоны; исчезает широкий «пролив» (море) на территории Западной Сибири, через который теплые воды Средиземья свободно обменивались в мезозое с холодными водами Северного Ледовитого океана. Освобождается от моря значительная часть западных регионов Евразии, которая с этого времени становится компактным материком, близким по своим очертаниям и площади к современному. Вместе с тем мало изменили свои очертания и площади Австралия, Южная и Северная Америка, хотя вдоль западных берегов американского континента высоко поднялись Кордильеры и Анды.

В итоге альпийский орогенез вновь вызвал значительное тектоническое расчленение поверхности суши, а также общее поднятие отдельных материков и дальнейшее опускание дна океанических впадин.

Если считать достаточно обоснованными географические реконструкции Брукса (1952), то в средних и высоких широтах северного полушария к концу мелового периода средний уровень суши стал выше, чем в нижней юре, приблизительно в четыре раза (228 м и 883 м соответственно), а к концу неогена даже в пять раз (228 и 1082 м соответственно). Тем не менее изучение наиболее известных литературных источников приводит к выводу, что в неогене и в современный период общая площадь суши существенно меньше, чем в пермском и триасовом периодах. К концу палеозоя процесс разрастания платформ и освобождения их от водной оболочки за счет сокращения геосинклиналей достигает апогея и в мезозое начинает развиваться новая тенденция эволюции земной коры — распад мегаконтинентов северного и южного полушарий при одновременном расширении площади океанов. Э. Краус (Kraus, 1963) безоговорочно утверждает, что нарастание континентов прервалось в конце мезозоя.

Общепланетарный процесс уменьшения площади суши, развивающийся с конца палеозоя направленно, осложняется диаметрально противоположным процессом, проявляющимся в периоды крупных регрессий, обусловленных тектоническими причинами. Поэтому не является неожиданным, что в периоды крупных регрессий в мезозое и кайнозое неоднократно имело место» приращение суши и усиление контрастности физико-географических условий отдельных регионов, не изменившее, однако, общей тенденции развития природы в направлении ее гумидизации.

Вывод о сокращении, начиная с мезозоя, общей площади материков и разрастания за их счет океанов не является новым. Наиболее последовательно эту концепцию отстаивают В. В. Белоусов (1955), Ю. М. Шейнманн (1959) и другие. Несколько раньше и позже близкую точку зрения развивал по этому вопросу Н. М. Страхов (1949, 1962, 1963), неоднократно акцентировавший в своих работах общепланетарную консолидацию в протерозое и палеозое разобщенных древних платформ южного и северного полушарий в спаянные воедино громадные по размерам праконтиненты, впоследствии раздробленные в мезозое на отдельные крупные глыбы.

Не будет лишним еще раз подчеркнуть то главное, что обусловило появление в мезозое новой тенденции развития единого геотектонического процесса и всей природы Земли в целом: с одной стороны, уменьшение площади и снижение среднего уровня континентов и сопряженное с ним увеличение площади и углубление океанов, с другой — раздробление до этого компактных континентов на отдельные крупные глыбы, на месте которых формируются современные материки. По данным, сообщаемым С. В. Калесником (1955), сокращение площади суши на 10% па сравнению с современной могло бы понизить температуру в экваториальных областях на 3,5°, а в полярных широтах повысить ее на 3,3°.

Второму процессу — раздроблению континентов на мелкие блоки — в литературе не придается должного значения в развитии природы поверхности суши. Между тем нетрудно представить общепланетарные последствия его, например, в условиях современного резкого преобладания акваторий над территориями. Достаточно «раздробить» современные континенты широкими проливами на отдельные острова радиусом менее 700— 800 км, чтобы резко повысить температуру воздуха зимой и сравнительно мало понизить ее летом, другими словами, изменить резко континентальный климат в направлении развития морского климата и соответственно иной природы внешних геосфер.

Эти важные для понимания эволюции природы Земли соображения уже давно были высказаны А. И. Воейковым, позже вновь рассмотрены с другими целями Бруксом (1917), но не нашли должной поддержки среди географов, в частности, климатологов.

Между тем на земной поверхности в современный геологический период повсюду можно наблюдать морской или океанический климат, если раздробление суши на острова достаточно велико и если площадь каждого острова достаточно мала, а водная поверхность между ними не замерзает. При этом закон зонально-провинциального развития природы поверхности Земли и в этом случае остается в силе, но контрастность в природном облике отдельных регионов убывает по сравнению с наблюдаемой на компактных материках.

Нечто аналогичное имело место и в мезозое при низком стоянии континентов, их более значительной, чем в неогене, раздробленности, при разрастании океанов за счет сокращения площади материков и незначительных объемах связанной в ледниковых покровах воды.

Аналогичная мезозою тенденция развития природы Земли продолжалась и в палеогене после некоторого ослабления ее в верхнем мелу.

В начале палеогена резко усиливается угленакопление, которое по учтенным запасам углей, а возможно, и по интенсивности, превосходит и карбоновое, и нижнепермское. А так как угленакопление наиболее бурно могло развиваться в периоды ослабления тектонической подвижности территорий (Страхов, 1963), то это дает основание предполагать широкое распространение гумидных и теплых зон в палеогене. Об этом же свидетельствуют остатки теплолюбивых растений, найденных в отложениях палеогена в средних и высоких широтах Евразии и Северной Америки. Границы умеренного и теплого поясов были далеко отодвинуты к полюсам в северном и южном полушариях, что подтверждается также высокоширотным расположением в то время коралловых рифов. Теплые тропические течения вторгались далеко к северу сначала в область средиземноморской геосинклинальной зоны, а затем в акватории высоких широт. По реконструкциям А. И. Толмачева (1944), в палеогене даже в Арктике контрасты природных условий в различных ее провинциях были существенно меньше современных. Теплый и умеренно теплый и влажный климат преобладал в палеогене на территории современной сибирской тайги (Синицын, 1965).

В неогене в результате усиления орографического расчленения поверхности Земли вновь интенсифицируется дифференциация природы поверхности суши. Усиление контрастов обусловлено не столько местными тектоническими сооружениями небольших относительных высот, сколько громадными высокогорными системами, протянувшимися с запада на восток (Альпийско-Кавказско-Гималайский горный пояс и другие) и с севера на юг (Кордильеры и Анды Северной и Южной Америки) на многие тысячи километров и существенно затруднившими в последующем взаимообмен воздушных масс, растений и животных между высокими и низкими широтами в Евразии, между западными и восточными регионами Северной и Южной Америки. Постепенно формируются природные зоны, близкие к современным, с более ярко выраженными чертами аридности в средних широтах (пустыни и степи умеренного пояса) и криофитности в высоких (рис. 8 и 9).

Нарастает континентальность климатов, ксерофитизация растительности, особенно в пределах Евразии; древесные формы частично уступают место травянистым, но общее число видов-растений увеличивается в кайнозое более интенсивно по сравнению с мезозоем, что указывает на значительное ускорение темпов развития растительного покрова (Криштофович, 1941).

От мезозоя к кайнозою ускоренно растут темпы дивергенции, дифференциации растительного мира. На смену голосеменным приходят покрытосеменные, начальные формы которых появились в меловом периоде.

Криофитно-аридное развитие природы в неогене в значительной мере было усилено четвертичными оледенениями северного полушария, резко повлиявшими на изменение природы и связавшими большие объемы воды в мощных ледяных покровах. В четвертичном периоде в эпоху оледенения площадь льдов суши была больше современной (16 млн. км²) не менее чем на 25—40 млн. км² и достигала 41—55 млн. км², что более чем в три раза превышало современную площадь оледенения.

Итак, целый ряд признаков, характеризующих развитие природы Земли, неоспоримо свидетельствует об ослаблении в неогене процесса гумидизации природы, преобладание которого было ярко выражено в мезозое (кроме триаса) и в палеогене.

И снова встает тот же кардинальный вопрос: является ли усиление криофитно-аридных черт природы в неогене доказательством новой общепланетарной тенденции ее развития или— это одно из проявлений ритмов увлажненности, подробно исследованных А. В. Шнитниковым. Ответить на этот вопрос можно только предположительно, так как в арсенале наук о Земле пока нет вполне надежных доказательств в пользу одной или другой концепции. Трудность вносит ритмичность развития природы, которой много внимания уделяется в последние годы. Доказана также ритмичность в развитии климата в доисторическое и историческое время (Рубинштейн и Полозова, 1966).

В третичном периоде также известны ритмичные смены одного типа климата другим в отдельных регионах. Установлено, что в палеоцене климат был холодным, в эоцене — теплым и влажным, в миоцене — холодным и засушливым, в плиоцене — холодным и сухим.

Ритмичность в смене климатов имела место и в более ранние геологические периоды, чему посвящено немало исследований в XIX, особенно в XX веке.

Тем не менее существование ритмичности природных явлений не всегда позволяет судить о направленных тенденциях развития природы. В литературе неоднократно отмечалось, что изменение от одного геологического отдела к другому некоторых элементов климата не означает изменения общего плана климатической зональности.

На основании больших интересных обобщений Страхов пришел к выводу о наличии трех последовательно сменявших друг друга планов климатической зональности в послепротерозойское время: нижнепалеозойского, верхнепалеозойского и мезо-кайнозойского. Относительно последнего он писал: «Мезо-кайнозойский план климатических зон, начиная с юры, отвечал современному их расположению на поверхности Земли и не отличим от последнего» (1962, стр. 197).

Четвертичный период, по мнению Страхова, можно характеризовать как один из периодов значительного расширения гумидных зон подобно лейасу и доггеру юры. Если этот вывод надежно доказан, что не вызывает сомнений, так как он основан на обобщении разносторонних данных, то едва ли неоген можно считать новым поворотным периодом направленного развития природы Земли, в том числе атмосферы и гидросферы.

По-видимому, и в четвертичном периоде наблюдаются черты общей мезо-кайнозойской тенденции развития, дальнейшее усиление гумидизации природы, но в условиях возросшей региональной дифференциации.

Многократные оледенения, для которых одним из благоприятных условий является достаточное количество осадков, служат доказательством роста увлажненности в четвертичном периоде и существенного снижения температуры, о чем свидетельствует исчезновение в этом периоде разных групп кораллов.

Косвенным доказательством нарастания гумидизации природы может служить появление в четвертичном периоде сфагновых мхов, остатки которых пока не обнаружены в третичных и более ранних отложениях. Криштофович (1941) по этому поводу пишет: «с четвертичным периодом связано крупное явление — развитие семейства сфагновых и образование сфагновых торфяников» (1941, стр. 443).

По аналогии с современным периодом можно заключить, что развитие сфагновых мхов и образование сфагновых торфяников в средних широтах не могло иметь места, если бы не возникли достаточные для этого условия увлажнения.

Нельзя не обратить внимания и на то, что более 58% всех разведанных запасов углей относят (Степанов, 1939) к периоду от юры до антропогена.

Некоторое уменьшение в современную эпоху площади суши, способствовавшее гумидизации ее природы, было вызвано гидрократическим поднятием уровня океана. По реконструкциям Брукса (1952), в северном полушарии (к северу от 40°) площадь суши в современную эпоху по сравнению с плейстоценом уменьшилась на 12%.

В. А. Магницкий (1965), рассматривая гипотезы развития земной коры, приходит к выводу, что уровень океана поднимается по крайней мере с середины мела, но этот подъем происходит при наличии колебательных движений, трансгрессий и регрессий. Ссылаясь на исследования Карэя и Шепарда (Cur—ray and Shepard, 1959), Магницкий сообщает, что за последние 15 000 лет, по данным наблюдений на относительно стабильных берегах, уровень океана повысился на 80—90 м. Почти такую же величину приводит в своих расчетах Е. Антевс (Antevs, 1928), рассматривая обратный процесс — связывание воды ледяными покровами. Такие быстрые темпы изменения уровня океана могли быть вызваны главным образом таянием ледников, что, по-видимому, ни у кого сомнений не вызывает и должно быть отнесено к разряду обратимых гидрократических движений.

Однако наряду с ними на уровень Мирового океана должны были влиять медленные необратимые гидрократические движения, связанные с непрекращающимся изменением общего объема гидросферы.

Как и в предыдущие этапы, на мезо-кайнозойской стадии развития гидросферы и атмосферы вода могла поступать к внешним геосферам только из двух возможных источников — из мантии и межпланетного пространства нашей Галактики. Расчет показывает, что за период 195 млн. лет, от юры до четвертичного периода включительно, должно было поступить воды из мантии около 0,84∙10²³ г при среднем темпе наращивания гидросферы 0,86 г/м² в год (Дерпгольц, 1962; Hess, 1962), или около 0,4 км³ в год на всю поверхность Земли. По Тернеру и Верхугену (Магницкий, 1965), средний темп поступления вещества из недр Земли составляет около 2,5 км³ в год. По Менарду (1966), аналогичная величина равна 2,14 км³ в год, из них 0,34 км³ в год приходится на увеличение объема океанов, что составляет около 16%. Это очень медленный темп поднятия летучих веществ из глубоких недр Земли, исключающий возможность преувеличений в расчетах. В пересчете на площадь океанов 362 млн. км² объем воды 0,84∙10²³ г эквивалентен слою 230 м.

Поступление воды из межпланетного пространства за 195 млн. лет едва ли может быть принято во внимание при современных объемах выпадения метеоритной пыли и среднем содержании в ней воды. Раньше было отмечено, что прирост массы Земли за счет метеоритной аккреции равен 1—10 млн. т в год. Если содержание воды в этой массе принять равным 5%, не считая углистых хондритов, что заведомо преувеличено, а вес ежегодно выпадающей на Землю метеоритной массы— 10 млн. т, в этом случае масса поступившей из Космоса воды составит за 195 млн. лет 0,975•10¹⁴ г, или слой менее 1 м.

Других источников поступления воды во внешние геосферы нет. Поэтому слой 230 м можно принять за минимум пополнения объема воды гидросферы из мантии в течение мезо-кайнозойской стадии. Если к этой величине прибавить слой 80—90 м от таяния ледников, то в межледниковые эпохи уровень воды в океане мог подниматься не менее чем на 310—320 м, что привело бы к затоплению не только низменностей, но и многих возвышенностей суши. И если этого не случилось, то, очевидно, наряду с пополнением имела место безвозвратная убыль массы воды гидросферы или должен был возрасти объем океанических впадин.

Нам представляется недостаточным и необязательным прибегать во всех случаях к привлечению теократических движений для объяснения динамики уровней воды в океане. За период 195 млн. лет на массу гидросферы должна была существенно повлиять диссипация водорода. Если скорость ее принять равной 10¹¹ см^-2 сек^-1., то в пересчете на воду потери должны были составить слой около 100 м. Следовательно, около одной трети возможного приращения уровня мирового океана на мезо-кайнозойском этапе «снимает» диссипация. В этом расчете не учтен переход воды гидросферы в связанное состояние в процессе выветривания и осадконакопления, что также в известной мере нивелировало влияние необратимых гидрократических движений на соотношение суши и океана. Основную роль в этих процессах играло осадконакопление. Выветривание же, как было показано выше, связывало менее значительную массу воды гидросферы.

Однако наряду с осадконакоплением, связывавшим часть свободной воды гидросферы, протекал противоположно направленный процесс — высвобождение воды в процессе метаморфизма осадочных отложений. Ранее отмечалось, что в летучих продуктах метаморфизма в среднем содержится 8,5% воды.

Без большой погрешности можно принять, что между процессами метаморфизма и осадконакопления возникает прямая связь после того как толщи осадочных отложений достигают пределов, превышение которых обеспечивает появление метаморфизма (появляются необходимые для этого температура и давление). Так как метаморфизм был широко распространен уже на протерозойском этапе, то в более поздние стадии развития природы Земли связывание воды в процессе осадконакопления и освобождение ее в процессе метаморфизма должны были приблизительно уравновешивать друг друга. Это позволяет не принимать их во внимание в воднобалансовых расчетах, относящихся к мезо-кайнозойскому этапу.

В итоге приращение уровня воды в Мировом океане ко времени наступления современной эпохи должно было составить (310—320)—100= (210—220) м. Вычтя (80—90) м, обусловленных подъемом уровня воды в результате таяния ледников, получим (210—220) —(80—90) = (120—140) м истинного приращения уровня, связанного в основном с поднятием летучих веществ из земной коры и мантии.

Эта толща воды должна была затопить шельфы континентов с одновременным сокращением площади суши всей Земли.

Итак, на мезо-кайнозойском этапе наряду с повышением уровня океана в результате обратимых гидрократических движений, обусловленных регрессией ледников, протекали необратимые гидрократические движения вследствие непрекращающегося наращивания объема воды гидросферы за счет поднятия летучих веществ из земных недр.

На современном этапе геологической истории суммарное поднятие уровня Мирового океана, начиная с юры, мы оцениваем, как было показано выше, величиной порядка 210—220 м. Она близка к средним глубинам ныне затопленных шельфовых участков континентов и значительно больше слоя воды (80— 90 м), образовавшегося за счет таяния ледников четвертичного периода.

 

—Источник—

Алпатьев, А.М. Влагообороты в природе и их преобразования/ А.М. Алпатьев. – Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1969.– 323 с.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава