Планета простейших

Планета Земля, как полагают ученые, сформировалась 4,6 млрд лет назад, когда из плотного облака космической пыли и газов конденсировалась земная твердь. С тех пор многое переменилось на успокоившейся планете. На ее поверхности понизилась температура. Водяные пары сгустились в потоки, заполнившие кратеры и понижения среди базальтовых скал. В мутной воде кратеров возникли первые сложно построенные углеродные соединения, включавшие аминокислотные основания, молекулы с длинной углеродной цепью — углеводороды, трансформировавшиеся вскоре в жирные кислоты. В кратеры — природные химические реакторы, куда вместе с водой и пылью стекали щелочи и кислоты, заносились и космические частицы. Здесь в процессе частых молекулярных взаимодействий появились структуры, напоминавшие белки и нуклеиновые кислоты, другие органические соединения самого невероятного строения. Однако это еще не было жизнью.

Откровенно говоря, мы не знаем точно, когда и как заработал биологический конвейер. Занес ли на Землю споры микроорганизмов космический ветер, или в органическом бульоне при неблагоприятных изменениях в среде сложные органические молекулы стали сбиваться в плотные скопления, защищенные извне относительно устойчивыми липидными структурами? Скорее всего, мы этого никогда и не узнаем. Если все же исходить из предположения о земном начале жизни, то неизбежная дифференциация органических молекул в какой-то момент привела к появлению протоплазматических образований, способных осуществлять обмен веществом с окружающей средой. Эти скопления распадались и соединялись вновь, так как еще отсутствовал аппарат наследственности. Однако внутри протоплазматических скоплений уже протекали обменные реакции, требовавшие для поддержания структуры в равновесии поступления «строительных материалов» в виде аминокислот, углеводов, липидов, простых химических соединений.

Вскоре началась борьба за эти материалы. Поэтому выживали скопления с элементами внутренней организации, способные хотя бы к частичному самовоспроизведению. Вероятно, прошли сотни миллионов лет, прежде чем из этих бесформенных комков с неопределенным периодом существования выделились первые клеточные структуры. Жизнь началась с изобретения природой первых механизмов наследственности. Какими они были на заре биологической эволюции, остается только догадываться. В конечном итоге победил и сохранился лишь аппарат гениально простой и изящный, устроенный на базе РНК и ДНК, вскоре ставший универсальным.

Когда первичный протоплазматический бульон был «съеден» простейшими организмами, большинство из них перешли на минеральное питание, научившись извлекать энергию путем перевода одних химических соединений в другие и применять ее для синтеза биохимических структур. Некоторые простейшие, вероятно, использовали для этих целей метан и иные растворенные в воде углеводородные газы. Но были и простейшие, что существовали за счет разложения отмерших клеток и возвращения в круговорот различных органических веществ.

Состав первичной земной атмосферы определялся газами, которые выделялись при столкновении с планетой многочисленных космических тел и частиц, еще остававшихся в пространстве между молодыми планетами Солнечной системы. Среди этих газов преобладали диоксид и оксид углерода, пары воды и сернистый газ. В начале аккреции — нарастания массы Земли и увеличения ее диаметра (за счет столкновения с малыми небесными телами и ассимиляции космической пыли) — происходил сильный разогрев планеты. Однако на рубеже 4,1–3,9 млрд лет назад аккреция в основном завершилась. Разогрев тем не менее сохранялся еще долго, так как при обилии углекислого газа в атмосфере, а его давление, по данным С. Аррениуса, достигало 20 бар, возник мощный парниковый эффект. Водород и гелий, выделявшиеся из недр Земли, улетучивались из земной атмосферы в космическое пространство. Аммиак и метан, присутствовавшие в ней в виде примеси, в верхних слоях разрушались под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца. Свободный кислород практически отсутствовал, а пары воды, выпадая в виде жидкости на землю, создали первичный океан. Учитывая все сказанное, можно прийти к выводу, что в период зарождения жизни атмосфера Земли состояла из углекислого газа, оксида углерода и азота.

Отпечатки древнейших организмов были найдены недавно в породах архейского возраста. Судя по отпечаткам, эти простейшие уже были защищены клеточной мембраной, но не имели ядра. Такие организмы, находящиеся на самом примитивном уровне развития, называют прокариотами.

На Земле, выносившей жизнь, завершался этап образования первичной континентальной и океанической коры.

Крупные массивы с протоконтинентальным строением поднимались в виде островов над безбрежным пространством воды. Они стали теми ядрами, вокруг которых впоследствии сложились первые материки. Несмотря на то что вода занимала в то время большую часть земной поверхности, это еще не был океан в современном понимании. Неглубокое его дно было сложено гетерогенными породами, а мантия находилась совсем недалеко от поверхности. Тут и там из воды поднимались жерла огнедышащих вулканов, а спрединг — формирование молодой океанической коры — носил преимущественно рассеянный характер. Протоматерики представляли собой пустынные пространства, изрезанные многочисленными руслами пересыхающих потоков. В периоды выпадения обильных дождей они заполнялись водой. Грунтовые воды еще не играли заметной роли, так как непрерывный осадочный чехол отсутствовал. Выветривание носило в основном физический характер в результате преобладания ветровой и водной эрозии. Ледники на вершинах гор еще не существовали, зато важным фактором, усиливавшим денудацию суши, были удары крупных и мелких небесных тел. Поэтому поверхность Земли изобиловала, словно оспинами, метеоритными кратерами, в которых образовывались озера. Несмотря на скромные масштабы химических процессов выветривания, вынос с суши обломочного материала был весьма значительным. Высокий уровень испарения влаги в аридных зонах приводил к формированию эвапоритов. Древнейшие соленосные отложения (возрастом около 3,5 млрд лет) недавно были идентифицированы в Австралии. В зонах с гумидным климатом реки сбрасывали обломочный материал прямо на континентальный склон (шельфы были неразвиты), к которому, видимо, и были приурочены первые крупные осадочные бассейны.

В отсутствие организмов с карбонатной и кремневой функцией седиментационная палитра архея оставалась небогатой: повсеместно накапливались лишь терригенные и вулканогенные отложения. Причем среди первых наибольшее распространение получили щебнистые осадки, песчаники, алевролиты, гравелиты и конгломераты. Глины играли меньшую роль, чем на фанерозойском этапе развития, так как в большинстве своем они образуются в корах выветривания. Для возникновения последних условия, господствовавшие в архейскую эру, были малоблагоприятными. Основная масса глинистых минералов формировалась в водной среде в процессе разложения вулканического пепла и гидратации чешуек слюд.

К позднему архею в результате длительных и сложных тектонических взаимодействий завершилось формирование первичной континентальной и океанической коры. Перепад рельефа на границе праматериков и океана стал довольно большим (не менее 500-1000 м), что вызвало распространение на континентальных склонах оползней. Обычным явлением стали различные гравитационные течения. Вдоль контура праматериков возникли мощные терригенные и вулканотерригенные комплексы флишевого или флишоидного строения. Некоторые из них недавно были выявлены среди метаморфических образований, обнажающихся на Канадском щите, в Фенноскандии и Южной Африке. Таким образом, уже в позднем архее сложились важнейшие элементы той тектоносферы, которые развиваются и поныне: долгоживущие ядра континентальной коры, разрастающиеся по периферии и «плавающие» среди «зыбкого моря» недолговечной океанической коры. Можно предположить, что уже в архее сложилась система литосферных плит и заработал механизм спрединга, реализующийся в срединно-океанических рифтовых зонах.

С углублением дна океана первичные формы жизни сконцентрировались на мелководье и в придонном слое замкнутых водоемов. Здесь сохранялись благоприятные для хемосинтеза условия: из донных осадков поступали метан и другие газы, обилие же серы позволяло развиваться организмам, способным осуществлять сульфатредукцию. Другими зонами, где буйно расцветала жизнь, продолжали оставаться окрестности вулканов, поставлявших во внешнюю среду разнообразные минеральные соединения и газы. Однако вулканы располагались теперь не хаотично на поверхности Земли, как в прежние времена, а были сосредоточены в системах островных вулканических дуг, на активных континентальных окраинах, в срединно-океанических рифтах, гребни которых из-за малой глубины океана возвышались над его поверхностью. Свидетельством широкого распространения жизни в зонах перехода от континента к океану являются древнейшие из осадочных и вулканогенно-осадочных толщ, обогащенных органическим углеродом (так называемые черносланцевые формации).

 

Великая революция

Еще в архее случилось событие, которому было суждено со временем изменить не только состав земной атмосферы, но и облик нашей планеты. Виновником этого были мельчайшие живые существа, которые изобрели хлорофилл и родственные ему структуры. В основе фотосинтеза лежит фотохимическая реакция, сопровождающаяся поглощением и разложением углекислого газа, находящегося в воде или в воздухе, и высвобождением кислорода. Захваченный углерод используется для синтеза углеродных цепей, лежащих в основе углеводов, аминокислот, жирных кислот и других соединений. С появлением фотосинтеза любая клетка, содержащая хлорофилл, черпала из окружающей среды солнечную энергию, углекислый газ, воду, а также биогенные элементы в форме нитратов, фосфатов и ряда микроэлементов, превращаясь в крошечную фабрику по изготовлению необходимых для жизни и воспроизводства самой себя компонентов. Преимущества подобного питания перед хемосинтезом были настолько велики, что популяции микроорганизмов, способные использовать солнечную энергию, вытеснили или загнали в экологические ниши другие, нефотосинтезирующие организмы. Биологическая продукция в зонах обитания этих примитивных водорослей возросла во много раз по сравнению с тем уровнем, который был характерен для их предшественников. Со временем водоросли расселились по земному шару. Однако основным их ареалом остались мелководные зоны — эпиконтинентальные моря и прибрежные районы шельфа. В центральных же котловинах океана жизнь, видимо, была развита спорадически. Она концентрировалась вокруг выходов горячих гидротерм.

Первые фотосинтезирующие организмы, вероятно, появились еще 3,9–3,8 млрд лет назад, т. е. в раннем архее.

Об этом свидетельствует исследование древнейших из известных в настоящее время строматолитов, описанных М. Шидловски в северо-западной части Австралии (Schidlowsky, 1988]. Как отмечалось, строматолиты — это карбонатные постройки органического происхождения, формирующиеся в результате жизнедеятельности многих поколений микроорганизмов — цианобактерий. В процессе фотосинтеза они выделяют карбонат кальция, связывая избыточный диоксид углерода с ионами кальция, находящимися в морской воде, и с кислородом, который высвобождается при фотохимических реакциях, протекающих в клетке. Оказалось, что изотопный состав углерода в строматолитовых известняках архейского возраста значительно сдвинут в сторону более тяжелого изотопа 13С. Избирательное потребление этого изотопа низшими и высшими растениями при фотосинтезе — давно установленный факт. Вследствие этого по величине изотопного отношения углерода судят об органическом или неорганическом генезисе осадочных образований, содержащих углерод в структуре. Следовательно, утяжеленный состав углерода в архейских строматолитах указывает на то, что он отложен древнейшими микроорганизмами, способными осуществлять фотосинтез.

Открытие строматолитов с возрастом 3,8 млрд лет во многом меняет наши представления о развитии жизни на Земле. Оно свидетельствует о невероятно быстрой ее эволюции на ранней стадии существования планеты. Ведь древнейшие породы на Земле имеют возраст 4,6 млрд лет. Таким образом, спустя всего 800 млн лет уже появились относительно высокоорганизованные формы жизни. Следовательно, сама жизнь зародилась гораздо раньше, чем предполагалось до сих пор. Этот рубеж отодвигается теперь чуть ли не в предысторию планеты, о которой нам почти ничего неизвестно. Однако если жизнь зарождается чуть ли не одновременно с образованием небесного тела (планеты), то не праздными будут вопросы: не является ли она закономерным атрибутом планет земного типа, а если так, то не находились ли в составе космической пыли, сгустившейся и ставшей Землей, носители будущей жизни?

Другим фактом, который может привести к пересмотру наших взглядов на раннюю историю Земли, является обнаружение архейских эвапоритов с возрастом 3,5 млрд лет [Buick, Dunlop, 1990]. Эти древнейшие соленосные отложения недавно описаны в составе группы Уоррауома в Западной Австралии. Несмотря на то что многие исходные минералы впоследствии заместились под влиянием гидротерм, тектонических деформаций и метаморфизма, в толще этих древних пород сохранились реликты первичных седиментационных текстур и структур. Среди них Р. Бьюик и Дж. Данлоп выделили карбонатные илы и седиментационные сульфаты. Кроме того, ими были идентифицированы сульфатные конкреции, а также диагенетические формы карбонатов и сульфатов. По мнению этих исследователей, сульфаты, представленные гипсом и баритом, формировались в небольших выемках, затоплявшихся время от времени морской водой. От открытого моря эти участки дна отделялись островами-барами, сложенными обломками пемзы. Илистые площадки прорезали небольшие русла, в которых аккумулировались кальцитовые и арагонитовые илы, в дальнейшем подвергшиеся окремнению. В периоды частичного осыхания осадка в его поровом пространстве кристаллизовались железистый доломит и гипсовые конкреции. Не правда ли, знакомая картина? Ведь речь идет о приливно-отливных площадках и себхах. Оказывается, они существовали уже в раннем архее. В разрезе той же группы Уоррауома были описаны и строматолиты. В настоящее время они, как известно, формируются на приливно-отливных равнинах в глубине мелких лагун. Следовательно, в далеком от нас архее можно было найти многие из седиментационных обстановок, характерных и для современной геологической эпохи.

Самым интригующим, однако, является другое: архейские эвапориты представлены сульфатами, в структуре которых участвует кислород. Откуда же он брался в условиях бескислородной среды? Ведь по современным воззрениям и воздух и вода были лишены свободного кислорода. Для формирования седиментационных карбонатов, ассоциированных с сульфатами, также был необходим молекулярный кислород. Не исключено, что часть карбонатных осадков возникла в результате разрушения строматолитовых построек. Однако эвапориты — это хемогенные образования, выпадающие из воды, пересыщенной по отношению к той или иной соли, в данном случае к карбонату кальция. В современных лагунах и соляных «ваннах» на побережье Красного моря и Персидского залива в засушливые сезоны первыми выпадают на дно кристаллы арагонита и гипса. То же самое, видимо, происходило и в раннем архее. Следовательно, состав морской воды уже тогда был весьма близок к современному. Главное же заключается в том, что в воде, остававшейся в архейских соляных «ваннах», находился растворенный кислород, а значит, он, скорее всего, присутствовал и в атмосфере.

Был ли этот кислород биогенным, т. е. появился ли он за счет разложения углекислого газа фотосинтезирующими организмами, или возник под действием ультрафиолетового излучения в результате диссоциации в верхних слоях атмосферы паров воды на водород и кислород? Точного ответа на этот вопрос пока нет. Вероятно, имело место и то и другое. Надо учитывать, что протяженность береговой линии вокруг небольших по площади архейских континентов была невелика. К тому же, если подразумевать высокую активность тектоносферы на ранних этапах ее развития, должен был преобладать скалистый тип берегов. А с ним, как известно, связаны лишь небольшие лагуны и отдельные заливы, но не обширные приливно-отливные равнины. Таким образом, строматолитовые постройки не могли иметь глобальное распространение, а значит, деятельность фотосинтезирующих микроорганизмов в раннем архее не могла серьезно влиять на состав атмосферы. Да и само существование строматолитов, большая часть которых выступает из воды во время отлива, было бы вряд ли возможно при отсутствии хотя бы призрачного озонового экрана. Без него ультрафиолетовое солнечное излучение неминуемо уничтожило бы микроорганизмы. Озон же в верхних слоях атмосферы возникает за счет кислорода, появляющегося вследствие распада водных паров.

Все сказанное свидетельствует о том, что уже в раннеархейской атмосфере и в верхних слоях водной толщи океана мог быть свободный кислород, хотя наверняка неповсеместно и в довольно ограниченном количестве. Считается, что так называемая точка Пастера, когда содержание свободного кислорода в воздухе составило 1 % от нынешнего, была достигнута лишь 1,6–1,4 млрд лет назад [Kershaw, 1990], т. е. спустя более 2 млрд лет после появления первых строматолитовых построек. Если это так, то накопление свободного кислорода в атмосфере происходило в архее и в раннем протерозое чрезвычайно медленно. Впрочем, последнее может показаться вполне объяснимым, если учесть, что он расходовался не только на образование карбонатов и сульфатов, но и на окисление огромного количества металлов, железа и марганца прежде всего, находившихся преимущественно в закисной форме. Считается, что первичная земная кора была обогащена железом и марганцем.

Загадочным остается, однако, то обстоятельство, что при незначительной концентрации кислорода в атмосфере и подразумеваемом высоком содержании углекислого газа парниковый эффект над планетой оказался весьма неустойчивым. Дело в том, что уже в раннем протерозое на Земле произошло широкомасштабное оледенение, следы которого фиксируются в слоях с возрастом 2,3 млрд лет назад. Чем же было вызвано это, называемое гуронским, оледенение? Резким ли снижением содержания углекислого газа в раннепротерозойской атмосфере или другими причинами, способными вызвать похолодание? Так, за столкновением с крупным небесным телом или поясом астероидов могло последовать явление, близкое к эффекту «ядерной зимы». Тот же результат возможен при длительной активизации вулканических процессов с выбросом в верхние слои атмосферы огромных масс пепла и других продуктов. Сейчас мы этого не знаем.

Надо сказать, что отложения гуронского комплекса на Канадском щите, включающие типичные ледниковые образования (так называемые диамиктиты), не содержат никаких «экзотических» продуктов, хотя в разрезе нижних толщ комплекса описаны горизонты и пачки вулканогенных отложений. В целом гуронский комплекс сложен преимущественно песчаниками и конгломератами аллювиального и дельтового происхождения, а также диамиктитами.

Рис. 7. Докембрийские формы прокариотов и эукариотов [Buick, Dunlop, 1990] 1 — древнейшие биогенные остатки — сфероиды в породах толщи Уоррауом, Австралия; 2 — строматолиты различных форм и размеров; 3 — нитевидные формы и сфероиды цианобактерий из кремнистых отложений Ганфлинт в Канаде; 4 — реконструкция способа деления клеток водоросли Glenobotrydion (эукариота) из отложений Биттер-Спрингс в Австралии; 5 — мягкотелые животные позднего докембрия, реконструированные по отпечаткам в отложениях с возрастом 700 млн лет из Австралии и Англии

Скорее всего, похолодание, повлекшее за собой оледенение, было вызвано теми же причинами, что и более поздние оледенения. Среди них едва ли не главным могло быть понижение концентрации диоксида углерода в воздухе на рубеже архея и протерозоя, что привело к уничтожению существовавшего парникового эффекта. Одной из причин этого, вероятно, была жизнедеятельность примитивных фотосинтезирующих организмов — прокариотов (в их клетках отсутствовало ядро), в буквальном смысле «съевших» избыточный углекислый газ и выделивших значительное количество кислорода (рис. 7). Их распространению способствовало значительное увеличение площади континентов 3–2 млрд лет назад и соответственно площади прибрежного мелководья, где обитали фотосинтезирующие микроорганизмы. Таким образом, чтобы свести на нет парниковый эффект и существенно понизить среднюю температуру на поверхности Земли, первым фотосинтезирующим организмам потребовалось 1,5 млрд лет. Хотя самые значительные следы гуронского оледенения обнаружены в Северной Америке, в районе Канадского щита, оно затронуло и ряд других континентов, существовавших в протерозое. Длительность этого эпизода в истории Земли еще не определена.

 

Муссоны обрушиваются на сушу

Завершение гуронского оледенения совпало с началом нового длительного этапа развития в геологической истории Земли, ознаменовавшегося широчайшим распространением совершенно уникальных осадочных образований, по существу не имеющих аналогов в современной седиментационной палитре. Речь идет о джеспиллитах, или band-iron formation (сокращенно BIF), которые представляют собой чередование слойков, в высокой степени обогащенных железом, со слойками, сложенными кремнеземом. Незначительная толщина слойков, до нескольких миллиметров, позволяет предположить, что в них, как и в плейстоценовых ленточных глинах, называемых варвами, отразилась сезонная изменчивость климата. В плейстоцене и голоцене с периодом паводков было связано поступление в бассейн седиментации терригенного глинистого материала. В жаркое, засушливое время происходили активизация биоты и отложение на дне вещества, обогащенного органическими остатками. В раннем протерозое живые организмы еще не расселились широко в фотическом слое морских и океанских водоемов, поэтому они не могли непосредственно определять в тот или иной сезон седиментационные процессы. Их влияние проявилось через способность многих докембрийских микроорганизмов к фотосинтезу. Дело в том, что снижение содержания углекислого газа в атмосфере докембрия сопровождалось накоплением в ней кислорода. Последний легко вступает в реакцию с закисным железом, переводя его в оксидное состояние: FeO —> Fe2.

Так как первичная земная кора была изначально в сильной степени обогащена железом и марганцем, аккумуляция кислорода в воздухе привела к окислению этих металлов. Это нашло отражение в появлении красноцветных осадков, так как присутствие железа в оксидной или оксигидратной форме придает ему красный или бурый цвет. Следует отметить, что образование первых BIF произошло еще в позднем архее. Самые древние из них имеют возраст 3,8 млрд лет. Однако массовый характер это явление приобрело в раннем протерозое, в интервале с 2,3 до 1,7 млрд лет назад.

Резонно спросить: какое отношение ко всему этому имеют сезонные изменения климата? Посмотрим на современную латеритную кору выветривания, типичную для низких широт с гумидным тропическим климатом. В сезоны дождей, связанные обычно с приходом муссона, огромные массы воды обрушиваются на сушу. При этом наблюдается не только разрушение коренного субстрата и почв водными потоками, т. е. физическое выветривание суши. Гораздо более эффективным фактором эрозии в этих условиях является гидролиз — химическое взаимодействие воды с минералами горных пород. Сначала оно ведет к их выщелачиванию, т. е. к выносу щелочных и щелочноземельных элементов (натрий, калий, кальций, магний) из структуры, а затем к частичному или полному ее разложению с образованием либо новых минералов, главным образом глинистых, либо оксидов — Fe2, AI2O3, SiO2 и оксигидратов — Fe(OH)3, Al(OH)3. Более подвижные из этих соединений (Fe2О3, SiO2 и др.) в виде взвеси и в коллоидной форме выносятся речными и паводковыми водами в конечный водоем стока. В то же время в латеритной коре выветривания, защищенной железистой кирасой, накапливаются малоподвижные оксиды и оксигидраты алюминия, дающие начало залежам бокситов. Происходит, таким образом, разделение (дифференциация) вещества. Оно, однако, не завершается процессами, протекающими в коре выветривания и на путях переноса вещества. В озерном или полуизолированном морском водоеме дифференциация продолжается. Вначале на дно садится вещество глинистой природы вместе с сорбированным железом. Когда же наступает сухой сезон и вследствие испарения части воды происходит концентрация растворенных в ней солей, возникают благоприятные условия для хемогенной седиментации. В замкнутых и полузамкнутых обстановках начинается новообразование минералов, обогащенных кремнеземом. Обычно образуются слоистые (смектиты или корренситы) или псевдослоистые силикаты с дефицитом алюминия в структуре (палыгорскит, сепиолит), иногда цеолиты.

Можно думать, что нечто подобное имело место и в раннем протерозое, когда сложилась устойчивая система атмосферной циркуляции, во многом схожая с той, что господствовала позднее, в некоторые периоды фанерозоя. В зонах с муссонным климатом на суше резко активизировались процессы гидролиза и в водоемы в огромных количествах стали поступать продукты химического выветривания. При этом глинистые и железистые субстанции отлагались на дне преимущественно во влажные сезоны, тогда как в засушливые сезоны начинался аутигенез различных силикатов. Впоследствии при погружении в недра эти слои подвергались окремнению. В докембрии полноценные латеритные профили вряд ли были возможны, так как они развиваются в настоящее время под пологом тропического леса. Среди продуктов химического выветривания преобладали поэтому простые формы — оксиды и оксигидраты железа. Можно думать, что воды морей и океанов, до того грязно-серые в районах частых вулканических извержений и голубые над центральными абиссальными котловинами, окрасились в раннем протерозое в бурый цвет. В отсутствие организмов-фильтраторов коллоидные формы железа осаждались на дно с большим трудом, в основном там, где происходило слипание взвеси. Наиболее благоприятные условия для образования джеспиллитов, вероятно, существовали в полузамкнутых и изолированных водоемах, где в сухие сезоны в воде происходило концентрирование солей.

Гидролиз коренных пород на суше протекал в раннем протерозое в окислительной среде, вызванной присутствием ионов кислорода. Кислород, поступавший вместе с атмосферными осадками, расходовался на окислительные процессы. Поэтому его уровень в атмосфере долгое время не повышался, а может быть, даже и снизился, несмотря на продолжавшуюся жизнедеятельность фотосинтезирующих микроорганизмов. Между тем вместе с выбросами вулканических продуктов и вследствие продолжавшейся дегазации мантии Земли в атмосферу поступали все новые порции углекислоты. Ее накопление на фоне невысокого содержания кислорода через определенное время привело к реставрации парникового эффекта. Средняя температура на поверхности Земли стала повышаться, полярные льды растаяли, что сопровождалось повышением уровня протерозойского океана. Его воды затопили прибрежные низменности, превратив огромные пространства в периферийных областях континентов в мелководные эпиконтинентальные моря, отделенные от суши цепью обширных лагун и приливно-отливных равнин и системами береговых баров. Сначала на этих равнинах, вероятно, накапливались железисто-кремнистые слоистые отложения (BIF), с которыми связаны месторождения железных руд.

Со временем, однако, положение изменилось. Обширные районы суши были затоплены или пенепленизированы в результате длительной эрозии, т. е. превратились в низменные равнины. Вынос железа и кремнезема резко сократился. Лагуны и приливно-отливные равнины стали расселяться известьвыделяющими организмами. К этому времени (1,6–1,5 млрд лет назад) в органическом мире произошли заметные изменения: появились одноклеточные микроорганизмы более высокого уровня развития. Они обладали ядром, что значительно повысило их способность к делению. Эти новые организмы — эукариоты вскоре вытеснили своих более примитивных предшественников. Самой процветающей группой стали цианобактерии. Колонии цианобактерий в виде водорослевых подушек и строматолитовых построек распространились на обширных пространствах мелководных морей и прибрежной зоны шельфа. Они поглощали из воды и воздуха все больше углекислого газа, переводя его, с одной стороны, в органическое вещество, а с другой — в карбонатные минералы. Со временем отдельные строматолитовые постройки, слившись вместе, образовали мощные карбонатные платформы. Их реликты до сих пор сохранились в краевых частях древних платформ, например на востоке Русской плиты и в горах Урала. В отдельных регионах накапливались и так называемые черные сланцы — отложения, обогащенные органическим веществом. Своим происхождением они обязаны жизнедеятельности других групп низших растений, в том числе бурых водорослей, также появившихся в протерозое. Как и цианобактерии, они мало изменились с тех пор.

Постепенно резервуар углекислого газа в гидро- и атмосфере сокращался. Его потери уже не восполнялись за счет дегазации земной коры и мантии. Зато высвобождавшийся при фотосинтезе кислород накапливался сначала в атмосфере, а затем и в толще морей и океанов, благодаря течениям опускаясь до самого дна. Бескислородные обстановки в глубинах океана стали встречаться реже. Все это создавало предпосылки для распространения жизни от берегов в центральные районы океанов. Микроорганизмы постепенно заселили его верхний, фотический слой.

В позднем протерозое появились и многоклеточные организмы, в первую очередь — водоросли, а уж потом животные, правда, без прочного защитного покрова, так как строить его из минерального вещества они еще не умели. Хитин также не был изобретен. Поэтому о примитивных формах животных можно судить лишь по отпечаткам, кое-где сохранившимся в породах докембрия.

Однако органический мир развивался быстро, в результате равновесие на земной поверхности оказалось нарушенным. Парниковый эффект, поддерживавший высокие среднегодовые температуры, исчез. Началось постепенное похолодание, завершившееся в конце концов широкомасштабным оледенением. Следы этого оледенения сохранились на многих континентах в слоях с возрастом 800–600 млн лет. Мельчайшие живые организмы во второй раз качнули климатический маятник в сторону глобального похолодания. Впрочем, повинны в этом не только организмы. Оледенение, вероятно, было вызвано и тектоническими факторами, в частности слиянием небольших континентальных глыб в крупные мегаблоки, внутренние районы которых в зимние сезоны, особенно в высоких широтах, сильнее выстуживались.

Великим оледенением завершился долгий докембрийский этап в истории Земли. К этому рубежу она подошла не только со сложно устроенной тектоносферой и глубокими океанами, мало чем отличавшимися от современных, но и с кислородной атмосферой, что существенно изменило условия обитания как в воде, так вскоре и на суше.

 

Растения и животные завоевывают сушу

Благодаря изменившимся условиям в конце протерозоя произошел настоящий эволюционный взрыв. Появились новые классы и типы живых организмов [Соколов, 1979]. Среди них были существа, которые сами не производили биомассы, а питались остатками уже произведенной водорослями и микроорганизмами. Чтобы находить эти остатки или сами продуценты органического вещества, они должны были активно перемещаться в пространстве. Так появились животные. В кембрийский период (570–470 млн лет назад) дно многих водоемов было заселено странными существами с головой округлой формы, коротким туловищем с отходившими от него члениками-ножками и небольшим хвостом. Это были трилобиты — первые обитатели дна, имевшие защитный, вероятно хитиновый, покров. Анализ строения и возможного образа жизни этих морских животных позволяет думать, что в большинстве своем они были «чистильщиками», пожирателями органических остатков. Крупнейшие трилобиты достигали в длину 75 см. Они обитали в мелководных эпиконтинентальных морях и первыми завоевали шельфы.

В раннем палеозое некоторые одноклеточные водоросли стали строить опорный минеральный каркас либо раковинки — своего рода скафандры. Они не только защищали от неблагоприятных воздействий среды и хищников, но и позволяли пребывать во взвешенном состоянии, то погружаясь в воду, то всплывая. В пластах морских отложений раннепалеозойского времени сохранились странные образования из фосфорнокислого кальция, по форме напоминающие зуб, — конодонты. Палеонтологи до сих пор спорят о том, являются ли они чем-то вроде раковинок, принадлежавших планктонным организмам, или это форменные элементы более сложно устроенных существ, питавшихся планктоном.

Бентосные формы морской фауны и флоры по-прежнему концентрировались в лагунах и заливах мелководных морей, где было много пищи, а разрушительная работа волн проявлялась в меньшей степени, чем на открытом шельфе. Из этих питомников, словно специально созданных природой для выведения новых видов, растения начали завоевание суши. Это, однако, стало возможным не раньше, чем озоновый слой достаточно уплотнился и уже не пропускал жесткое ультрафиолетовое излучение.

Самые выгодные условия для постепенного привыкания к субаэральной (воздушной) среде существовали на приливно-отливных равнинах, защищенных со стороны моря баровыми островами. Сублитораль и низкие соляные марши испокон веков были заселены бактериями и водорослями. Здесь же, видимо, появились и формы, которые успешнее других сопротивлялись отливу. Закрепившись на низких маршах, они, вероятно, принялись осваивать более возвышенные участки, затопляемые приливом раз в несколько дней. Для выживания в этих условиях необходимы были жесткий каркас, способный поддерживать растение в воздушной среде, и развитая корневая система, чтобы восполнять недостаток влаги за счет поровой воды в осадках. Эти проблемы в конечном счете и были решены растениями. Несомненно, некоторые водоросли еще раньше приспособились к обитанию в солоноватых и пресных водах, что позволило им проникнуть в речные дельты и эстуарии. Отсюда они распространились по речным руслам в старицы и озера. Однако, даже переселившись в пресные водоемы, эти растения так и остались водорослями. Истинными завоевателями суши могут считаться лишь высшие растения, обладающие крепкой корневой системой и каркасными тканями. Последние образованы целлюлозой и лигнином — уникальными с биохимической точки зрения структурами, которые являются многоядерными полициклическими биополимерами, устойчивыми в субаэральной среде. У низших растений эти компоненты отсутствуют.

Как известно, первыми высшими растениями на суше были псилофиты, вымершие в конце среднедевонской эпохи. Их место заняли хвощовые, плауновые растения и папоротники. Они заселяли главным образом болотистые низины, подтопляемые участки речных пойм и прибрежные аллювиальные равнины. Самые древние находки древесных остатков высших растений датируются поздним силуром (410 млн лет назад). Однако прошло еще несколько десятков миллионов лет, прежде чем высшие растения колонизовали континенты. Об этом мы можем судить по среднедевонским залежам каменного угля. Впрочем, глобальный характер угленакопление приобрело лишь в карбоне — в каменноугольный период (350–285 млн лет назад), названный по имени этого горючего ископаемого. По его запасам каменноугольные отложения занимают первое место среди осадочных образований фанерозоя.

Что же способствовало не виданному до того расцвету наземной флоры? Ответить однозначно на этот вопрос трудно. Можно выделить лишь несколько факторов, и прежде всего теплый и влажный (гумидный) климат, господствовавший в карбоне на обширных пространствах. Однако расчеты уровней водного стока с континентов показали, что самым гумидным был не карбон, а меловой и кембрийский периоды, силурийско-девонское время. Именно с ними связаны наиболее высокие скорости аккумуляции осадков [Tardy et а!., 1989].

Во второй половине карбона в результате схождения двух континентальных мегаблоков — Лавразии и Гондваны образовался суперматерик Пангея. Прото-Атлантический океан закончил свое существование. Тектонические сжатия в обширной полосе столкновения континентальных масс привели к воздыманию мощных герцинских складчатых сооружений — горных хребтов. Их опоясывали передовые прогибы. Гигантские напряжения в зоне столкновения плит вызвали расколы в глубоком тылу, на платформах. Они сопровождались прогибанием существовавших с девонского времени рифтовых впадин. Одной из них была Днепрово-Донецкая впадина, где в каменноугольное время сформировались уникальные месторождения каменного угля. Впрочем, не менее богатые залежи угля примерно в то же время возникли в бассейнах передовых прогибов и межгорных впадин герцинского складчатого пояса как в Западной Европе, так и в Северной Америке. Подобное уникальное сочетание тектонических и климатических условий, благоприятных не только для развития наземной растительности, но и для массового захоронения древесных остатков, на протяжении фанерозоя больше не повторялось.

Животные проникли на континенты, как только смогли находить там пищу и укрытие от непогоды, т. е. сразу же за растениями. Сначала появились примитивные насекомые, отпечатки которых были найдены в силурийских отложениях Германии. С позвоночными дело обстояло значительно сложнее. Как полагали, приспособление к воздушной среде стало возможным после появления двоякодышащих рыб, обладавших жабрами и примитивными легкими. Двойной набор дыхательных органов был им необходим, потому что они обитали в осыхающих на короткое время водоемах. К таковым как раз и относятся приливно-отливные равнины и мелкие лагуны. В последнее время предками наземных позвоночных стали считать кистеперых рыб (вспомним латимерию). Вполне вероятно, что позвоночные животные начали завоевание суши из тех же уникальных природных питомников, что и первые высшие растения. Со временем у некоторых рыб атрофировались жабры и они превратились в земноводных. Предками современных лягушек и рептилий, обитающих в пресноводных водоемах и вокруг них, были стегоцефалы. В карбоне они широко распространились на континентах. Потом, уже в пермское время, появились рептилии. В Пангее они освоили не только болотистые равнины, но также пустыни и горы.

Таким образом, хотя растения и насекомые появились на суше еще в позднем силуре, временем ее окончательного завоевания стал каменноугольный период. Это, как мы увидим ниже, имело далеко идущие последствия.

 

Материки — извечные скитальцы

Жизнь подавляющего большинства людей всегда была связана с континентами, занимающими лишь около 1/3 всей площади нашей планеты. Естественно, в сознании человека Земля ассоциируется прежде всего с материками. На самом деле они лишь один из компонентов более крупных структурно-тектонических единиц, на которые распадается, согласно положениям новой глобальной тектоники, верхняя оболочка планеты. Эти единицы — литосферные плиты. Они включают не только материки, но и обширные участки океанов. Некоторые из них, например Тихоокеанская плита или более мелкие плиты Кокос и Наска, выделяются в пределах ложа Тихого океана и не содержат образований с континентальным типом земной коры. В то же время нет таких литосферных плит, которые включали бы только континентальные структуры, без океанических. Континенты, словно корабли, впаянные в лед, вынуждены перемещаться вместе с льдиной. Роль такой льдины играет океаническая кора, как правило гораздо более молодая, чем кора впаянных в ту или иную океаническую «льдину» континентов.

Известно, что кора океана очень тонкая, всего 5–8 км. Ее максимальный возраст 140–145 млн лет, т. е. наиболее древние участки образовались в позднеюрскую эпоху. На материках же встречаются, как мы знаем, породы с возрастом до 4,6 млрд лет. Разница огромная. Да и мощность земной коры на материках в среднем почти на порядок больше, от 30–40 до 60–70 км. На материках, таким образом, сохранились древнейшие блоки коры, в океанах же искать их бесполезно. В чем же тут дело?

Как льдины сминаются, торосятся, а то и тают под солнцем, так и океаническая кора легко ломается, скучивается, а большая ее часть расплавляется в зонах Беньофа. От нее остаются лишь асейсмичные хребты перед островными вулканическими дугами или в низах континентального склона на активных окраинах материков. Есть и пластины океанического дна, выдавленные некогда на пассивный край континента. В их составе встречается так называемый меланж — перетертые в труху породы, которые ранее входили в состав океанского ложа. Теперь они выступают на поверхность в ряде крупнейших горно-складчатых поясов.

Казалось бы, при такой судьбе океаны должны были бы давно прекратить свое существование. И такое действительно произошло. Исчез, например, мезозойский океан Тетис. Однако в целом площадь океанов если и сократилась, то ненамного. Дело в том, что океаническая кора постоянно воссоздается вновь. Происходит это в срединноокеанических рифтах — зонах, располагающихся над восходящими ветвями конвекционных ячей, которые, как полагают, существуют в мантии. Разуплотненное и разогретое мантийное вещество, поднимаясь к поверхности, вспучивает океаническую кору и как бы раздвигает ее пластины в разные стороны. В образовавшуюся брешь изливаются и затем затвердевают магматические расплавы, создавая новый фрагмент океанского ложа. В дальнейшем он неоднократно «наваривается»: сверху — базальтами и осадками, а снизу — дайками пород ультраосновного состава. В таком виде этот фрагмент в течение десятков — сотен миллионов лет постепенно смещается в краевую часть океана, где погружается под островную вулканическую дугу или под край материка, в так называемую зону субдукции. С верхней пластины при этом сдираются рыхлые осадки и часть базальтов, все остальное уходит в недра, где и расплавляется на глубинах от 300 до 600 км. Весь массив океанической коры, от рифтовой зоны срединно-океанического хребта до зоны субдукции, с впаянными в него материками, островными дугами и микроконтинентами составляет единую литосферную плиту. В современной структуре земной поверхности выделяется семь крупных литосферных плит. Шесть из них включают один из континентов и соответственно названы Африканская, Евразийская, Австралийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая. Седьмой плитой, самой крупной из всех, является Тихоокеанская. Помимо вышеперечисленных, выделяются еще десятки микроплит, в основном отвечающих районам задугового спрединга океанической коры, иначе говоря, окраинным морям. В это число входят и малые плиты Тихого океана — Наска и Кокос, расположенные к востоку от Восточно-Тихоокеанского поднятия, с которым связано новообразование океанической коры в восточном полушарии.

Растяжение и новообразование дна океана получили название спрединга. Эти процессы с разной, правда, скоростью протекают во всех срединно-океанических хребтах. Темпы спрединга меняются от 2 до 8 см в год. При таких скоростях приращивается довольно значительный массив молодой океанической коры. Но так как площадь поверхности планеты остается неизменной, соответствующая по размерам часть более древней коры океана, преимущественно из периферийных частей литосферных плит в Тихом океане, уходит в зоны Беньофа, где и разрушается. Подобным путем осуществляется обновление ложа океанов при сохранении общего равновесия между массами континентальной и океанической коры.

Впрочем, нельзя сказать, что со временем ничего не меняется: в последние 40–50 млн лет уничтожается главным образом кора Тихого океана и площадь его сужается, тогда как Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый океаны все это время расширяются (правда, последний возник лишь 30 млн лет назад). Можно сказать, что шесть крупных и несколько более мелких литосферных плит ведут «войну», и довольно успешную, с тремя плитами, расположенными в Тихом океане. При этом на «передовой» находятся две плиты — Северо- и Южно-Американская, отличающиеся от остальных тем, что в каждой из них континент не просто впаян в океаническую кору, но находится на ведущем, древнем крае плиты. Он является как бы ножом бульдозера, взламывающего ложе Тихого океана в восточной его периферии: часть коры уходит в зону Беньофа, другая же просто сдирается и скучивается в виде широкого бесформенного образования, получившего название «калифорнийский бордерленд». Окраины континентов, с которыми связаны все эти метаморфозы, определяются как активные, тогда как другие окраины, где граница континента и океана остается спокойной в тектоническом отношении, относятся к разряду пассивных.

Началом «войны» послужил распад гигантского суперматерика Пангея, сложившегося как единое целое еще в позднем карбоне. В триасе он стал дробиться, что привело к образованию срединного океана Тетис (он вытянулся в широтном направлении параллельно экватору). Затем, уже в юрское время, произошли расколы в западной половине Пангеи, от нее откололся, хотя и не полностью, Северо-Американский материк, образовались Мексиканский залив и западный рукав океана Тетис, который вскоре соединился с восточным его рукавом. На этом история Пангеи закончилась, так как она распалась на два конгломерата — Лавразию (Северная Америка и Евразия) и Гондвану (Африка, Южная Америка, Австралия, Антарктида).

Однако и эти образования оказались недолговечны. В мелу произошли дальнейшие расколы, приведшие сначала к раскрытию Центральной Атлантики и Индийского океана, а затем и Южной Атлантики. Гондвана последовательно распалась на ряд материков и микроконтинентов, существующих и поныне. Завершился этот процесс в кайнозое, когда в результате расколов в районе Фарерского порога, островов Шпицберген и Ян-Майен произошло раскрытие Северной Атлантики и Лабрадорского моря, а затем и Ледовитого океана. Несколько ранее в южном полушарии от Австралии отделилась Антарктида и вскоре заняла свое современное положение на Южном полюсе. Мезозойский океан Тетис, с образования которого начался распад Пангеи, захлопнулся в течение позднего мела и палеогена. Местоположение его отмечено Альпийским складчатым поясом. В него входят Альпы, Динариды, Карпаты, Кавказ, Копетдаг, Загрос, Тавр, Гималаи и целый ряд других горно-складчатых сооружений.

Раскрытие молодых океанов — Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого — привело к растаскиванию материковых глыб — фрагментов Пангеи по всему свету. За 150 млн лет Северо-Американский континент удалился от Евразии на 5–6 тыс. км. Еще большее расстояние разделяет некогда единые Африку и Австралию. Материки-скитальцы продолжают свое путешествие по поверхности Земли. Где и когда они встретятся вновь, вряд ли возьмется предсказать даже специалист в области палинспастических построений (реконструкции положения материков в тот или иной период времени).

 

От рождения до распада: эволюция океана

Несмотря на то что океаны не так живучи, как континенты, продолжительность их существования составляет десятки и сотни миллионов лет. За это время они проходят сложный путь развития. Благодаря исследованиям в Красном море и Аденском заливе в настоящее время довольно основательно изучены ранние его этапы, начинающиеся с формирования небольших рифтовых впадин и подводного вулканического сооружения с океаническим рифтом в центре. Последующее раскрытие океана за счет наращивания молодой океанической коры привело к возникновению абиссальных котловин, сначала довольно узких и относительно неглубоких, затем огромных по площади, с выровненным дном. На это ушли миллионы лет. Однако по облику этих и других чисто океанических структур вряд ли удастся определить, вступил ли океан в пору зрелости или еще не достиг ее.

На ранних стадиях эволюции океанические бассейны окружены пассивными окраинами. Их облик менялся со временем. В период зарождения впадин с океанической корой по их периферии тянутся очень узкие шельфы, переходящие в обрывистые, ступенчатого строения континентальные склоны. Со стороны суши молодой океан обрамлен горными глыбово-сбросовыми сооружениями и остатками вулканических построек, типа тех, которые можно видеть до сих пор на Аравийском побережье Аденского залива. Вступив в пору «зрелости», океан сильно расширился, причем за счет не только образования абиссальных равнин, но и влияния на прилегающие районы континента. К этому времени океанские волны вырабатывают обширную материковую отмель шириной более 200–300 км (примером могут служить шельфы аргентинский или атлантический США) и не менее широкую прибрежную равнину, затопляемую морскими водами в эпохи высокого стояния уровня океана. Густая сеть подводных каньонов, словно первые морщинки на лике океана, прорезала континентальные склоны.

Современная геологическая эпоха — время «зрелости» большинства из существующих океанических бассейнов. Очевидно, в силу этого нам не просто сейчас представить себе завершающие стадии их эволюции. Однако история исчезнувших океанов Япетус, Тетис, прото-Атлантики, Уральского палеоокеана и других свидетельствует о том, что и у океанов неминуемо наступление «старости», «дряхлости» и распада. Критерии, согласно которым можно было бы констатировать наступление этих этапов, до сих пор не выработаны, а вся позднейшая часть жизненного цикла описывается чаще всего одним термином — «схлопывание» (имеется в виду закрытие океанической впадины). Между тем именно эти стадии с тектонической точки зрения наиболее интересны. С ними связаны формирование глобальных горно-складчатых систем, заложение передовых и межгорных прогибов, интенсификация эрозионных процессов, различных тектонических деформаций и метаморфизма, а иногда и вспышки вулканической активности.

0 наступлении «старости» океана может сигнализировать трансформация одной или нескольких пассивных континентальных окраин, его обрамляющих, в активные. С этого момента начинается уничтожение коры океана, что в конце концов приводит к его исчезновению.

Жизнь океана поддерживается благодаря активности срединно-океанических рифтов. В результате как бы наращивается новая ткань — молодое базальтовое ложе океанических впадин. До остановки спредингового конвейера океан успешно сопротивляется деструктивным процессам, протекающим на его активных окраинах. В самом деле, поглощение относительно древней океанической коры в зонах субдукции восполняется ее воспроизводством в срединно-океанических рифтах. Но как только этот конвейер останавливается, наступает состояние, близкое к параличу, за которым неизбежно следует коллапс. Однако если распад отмершего организма протекает практически мгновенно, то океан даже после прекращения спрединговых процессов еще долго существует на лике Земли. Поэтому данное состояние лучше определить как «дряхлость» океана, хотя с тектонической точки зрения он уже является отмершей структурой.

По каким же причинам возможно прекращение спрединга? Разрастание океанической коры связано с мантийным диапиризмом. При его ослаблении, а затем и полном прекращении происходит отмирание срединно-океанического рифта. Со временем окружающие его подводные хребты постепенно нивелируются, трансформируясь в подводное плато. Под давлением соседних литосферных плит, в тылу которых располагаются молодые, быстро растущие океанические структуры, часть континентальных окраин, бывших до того пассивными, превращаются в активные, после чего начинается процесс разрушения коры древнего океана. Длительность деградации его ложа зависит от размеров бассейна и скорости спрединга дна в соседних, более молодых океанах.

Впрочем, случаи внезапной остановки «сердца» океана пока доказательно подтвердить невозможно, разве что в отношении окраинных морей. Зато вполне допустим другой вариант, когда ослабление мантийного диапиризма выражено достаточно слабо и проявляется лишь на фоне более активного спрединга дна в соседних, молодых океанических бассейнах. Со временем это приводит к искажению исходно симметричной структуры бассейна, что проявляется прежде всего в смещении срединно-океанического хребта из центра на периферию. Вслед за этим происходит поглощение отдельных его сегментов под активной окраиной выдвигающегося континента.

Начальный период сближения срединного хребта с активной окраиной континента не опасен для нормального функционирования океанского «организма», так как происходящие изменения еще не стали необратимыми. Действительно, давление со стороны соседней литосферной плиты может вдруг ослабнуть, и тогда события повернут вспять. Решающим событием становится погружение отдельных сегментов срединно-океанического рифта в зону Беньофа. С этого момента наступает состояние, которое можно определить как паралич отдельных частей ранее единого образования. При сем меняется и облик самой окраины континента, под которую погружается океанический рифт, характер протекающих здесь тектонических процессов. До этого активный край континента был четко обозначен глубоководным желобом и нормальной зоной Беньофа, падающей под континент под углами 30–40°. На некотором же расстоянии от границы континент-океан в глубине суши располагалась цепь андезитовых вулканов. После погружения крупного сегмента океанического рифта под край континента перед ним разрастается, как снежная куча, огромное аккумулятивное поднятие, сложенное океанскими осадками. Парализованная часть океана, простирающаяся за поглощенным сегментом океанического рифта, теряет способность к регенерации, рассекается трансформными разломами на гигантские полосы и со временем начинает разрушаться. Кора океана вспучивается, ломается на фрагменты, а со временем выдавливается в виде надвиговых пластин на одну из окраин, чему благоприятствует опускание крупных участков шельфа на значительные глубины.

Впрочем, «дряхлый» океан еще долго сопротивляется разрушению. Нередко возникают структуры типа Калифорнийского залива, где погружающийся под край континента океанический рифт как бы берет реванш, создавая молодую структуру. Раздвиг в этом молодом рифте сопровождается деструкцией уже отмершей коры того же самого бассейна. Однако эта вспышка активности угасающего мантийного диапира в конечном счете мало что меняет, так как и омоложенная часть океанического рифта через определенное время уходит под континент под давлением со стороны соседней литосферной плиты.

По мере отмирания океанического бассейна обрамляющие его континенты сближаются, а между ними из смятых в складки отложений бывших континентальных склонов и подножий формируется обширная горная страна типа Альпийско-Гималайского пояса. Перед его фронтом закладываются системы передовых прогибов.

Примером деградации океанического бассейна в настоящее время является Тихий океан. В его южной половине срединно-океанический рифт, носящий название Восточно-Тихоокеанского поднятия, смещен в восточную половину и находится неподалеку от активной тихоокеанской окраины Южной Америки. Подобная асимметрия характерна для «стареющего» океана. В северной половине Пацифики деградация океанической коры выражена значительно сильнее. Северная ветвь Восточно-Тихоокеанского поднятия здесь почти целиком погрузилась под край Северо-Американского континента. Сохранились лишь ее реликты в виде подводных хребтов Горда и Хуан-де-Фука. Южнее расположена регенерационная структура — молодой рифт Калифорнийского залива. В целом же эта часть Тихого океана переживает следующую стадию деградации, которую можно определить как «дряхлость» бассейна. Впрочем, из-за огромной площади Пацифики на ее полное разрушение потребуются еще десятки миллионов лет.

 

Век динозавров

Первые динозавры появились в среднетриасовую эпоху. Однако подлинного расцвета эта группа достигла в юрский и меловой периоды (наибольшее видовое разнообразие и широкое распространение). Эти вымершие пресмыкающиеся относятся палеонтологами к двум отрядам — ящеротазовых и птицетазовых. Они появились независимо друг от друга и прошли в мезозое сложный путь развития, завоевав разные среды. Одни из них жили в воде, другие — на суше, третьи поднялись в воздух. Самыми известными представителями можно считать стегозавров, листозавров, бронтозавров, ихтиозавров, диплодоков, тираннозавров и птеродактилей. Меньше всего динозавров водилось в центральных, глубоководных районах океана. Зато прибрежные зоны, особенно лагуны и глубоко вдававшиеся в сушу заливы, были основными ареалами их обитания. Ихтиозавры питались рыбой, моллюсками, другими морскими животными. Диплодоки — крупнейшие травоядные животные, достигавшие 25–26 м в длину, обитали на мелководье, по берегам не только морей, но также озер и рек. Эти животные имели массивное туловище, огромный сильный хвост и мощные лапы. Длинная шея заканчивалась маленькой по сравнению с другими частями тела головой. Отпечатки их пятипалых лап, сохранившиеся в затвердевшем карбонатном иле на плато Куштанг в Узбекистане, свидетельствуют о громоздкости и неповоротливости этих существ. Диплодоки занимали ту же экологическую нишу, что и современные бегемоты, т. е. мелкие водоемы тропической гумидной зоны с обильной растительностью на дне и по берегам. Полагают, что они редко вылезали на сушу, где им было тяжело передвигаться из-за огромного веса (40–50 т). Здесь они легко становились добычей хищников, в основном относимых к роду тераподов.

Наиболее известный плотоядный ящер — это тираннозавр, обладавший огромной зубастой пастью, мощными нижними и укороченными верхними конечностями. Он перемещался прыжками, опираясь на утолщенный хвост. Эти страшные хищники охотились в основном на крупных травоядных пресмыкающихся — стегозавров, спина и голова которых были защищены панцирем из одного-двух рядов треугольных костных пластин величиной до 1 м. Эти животные достигали 10 м в длину и перемещались на четырех конечностях, причем передние были короче задних. Тираннозавры достигали в длину 10 м, а в высоту 6 м.

Динозавры, как и рептилии, были холоднокровными животными, выводившими потомство путем откладывания яиц. Окаменевшие кладки динозавров время от времени находят в меловых отложениях Средней Азии, в пустыне Гоби и в других регионах. Особый интерес писателей-фантастов нынешнего и прошлого веков (В. А. Обручева, А. Конан Дойля и др.) вызывали летающие ящеры — птерозавры, иначе птеродактили. Это были первые позвоночные, поднявшиеся в воздух. Многие из них вели хищный образ жизни. Размах крыльев у самых крупных особей достигал 7 м при весе тела не более 14 кг. Однако найдены остатки и разнообразных мелких птеродактилей, не крупнее галки или синицы. Полагают, что птеродактили были далекими предками птиц. На это указывает хотя бы то, что птицы, как и рептилии, выводят потомство из яиц, хотя они и теплокровные животные. Об этом же свидетельствуют находки археоптерикса — юрской формы, имевшей уже оперение, что считается признаком теплокровности. Ведь птиц согревает не только теплая кровь, но и покров из перьев. Впрочем, первые настоящие птицы появились, видимо, гораздо позже, уже в меловое время. Археоптерикс еще не умел летать. Он только подпрыгивал, что позволяло ему жить как на земле, так и на деревьях.

Не менее интересным, чем сами динозавры, было время, в которое они жили. Позднеюрская и раннемеловая эпохи были отмечены быстрым расширением дна молодых океанов — Атлантического и Индийского. Северная Америка, слегка разворачиваясь по часовой стрелке (особенно сильно южным флангом), удалялась от Африки и Евразии. Рифтовые зоны, рассекшие Гондвану как в центре, так и на западе еще в конце юры, начали раскрываться, образовав цепочку солеродных бассейнов. Наконец, в позднем апте сюда проникла морская вода, а в раннем альбе произошло полное отделение Южной Америки от остальной Гондваны. С распадом Пангеи разделился и мир динозавров. Некоторые группы, обособившиеся уже после раздела ее на Лавразию и Гондвану, обитали только на материках северного полушария, другие — в южном. Так, остатки листозавров — обитателей пресноводных водоемов — встречаются только в меловых отложениях на материках южного полушария. Такое странное их расселение и натолкнуло А. Вегенера в начале нашего столетия на мысль о дрейфе материков.

Расширение молодого и относительно неглубокого ложа Атлантики и Индийского океана сопровождалось затягиванием в зоны субдукции и разрушением океанической коры древних тихоокеанских литосферных плит — Фаралон и Кула. Поверхность ложа в пределах этих плит была погружена на глубину нескольких тысяч метров, так как подстилалась древней и остывшей корой. Те же процессы происходили и на окраинах океана Тетис. Быстрое исчезновение глубоководных котловин в этих океанах за счет разрастания относительно неглубокого ложа молодых океанических бассейнов привело в конечном итоге к вытеснению огромных масс морской воды, которая хлынула на континенты. Началась эпоха великих меловых трансгрессий. Ими были отмечены позднеальбское, сеноман-туронское и сантон-кампанское время. Уровень океана в эпохи этих трансгрессий поднимался на 150–200 м, а в сеномане и туроне и более, выше современного. Низменные пространства на материках, в основном на древних платформах, оказались надолго покрытыми водой. В этих-то обширных и неглубоких эпиконтинентальных водоемах обитали динозавры. Площадь суши в позднемеловую эпоху сузилась, как никогда. Климат, и до того теплый, из-за испарения с огромных водных пространств стал повсеместно влажным. Горы и возвышенности, выступавшие над водой, покрылись буйной растительностью. Под пологом лесов стали развиваться коры выветривания. Поступление терригенного материала с суши в моря и океаны резко сократилось, а сам этот материал во многих районах окрасился в красный цвет из-за обогащения оксидами железа.

Все это привело к небывалому расцвету морской фауны и флоры. Верхнемеловые отложения в разных районах Земли сложены органогенными известняками, переполненными макро- и микрофауной. Особенно большое распространение получил мел — тонкозернистый микропористый известняк, пачкающий пальцы и одежду. Он сложен мельчайшими фрагментами нанопланктона, видимыми только в поле сканирующего электронного микроскопа при увеличениях в сотни и тысячи раз. Речь идет о кокколитах — остатках золотистых водорослей. Они обитают и поныне в верхнем, фотическом слое теплых морей и строят поддерживающий каркас из низкомагнезиального кальцита.

На многих континентальных окраинах, например в южной периферии океана Тетис, на атлантической окраине Северной Америки, в Мексиканском заливе, продолжался быстрый рост мощных рифовых массивов. Накопление карбонатов происходило на обширных приливных равнинах, в многочисленных лагунах и заливах, а кое-где и в центральных районах океанов. Терригенные, в том числе грубые, осадки формировались главным образом в пределах Тихоокеанского кольца, т. е. на окраинах Северной Америки, Азии, отчасти и в Южной Америке, и вокруг островов ряда вулканических дуг.

В целом позднемеловая эпоха вошла в геологическую историю как время карбонатонакопления. При этом органическое вещество почти не попадало или не сохранялось в осадках. Большая его часть разлагалась и возвращалась в круговорот. В итоге верхнемеловые отложения редко рассматриваются как нефтематеринские. С ними, однако, связаны в бассейне Персидского залива крупные месторождения нефти, в меньшей степени газа, что связано с хорошими коллекторскими свойствами карбонатного комплекса этого возраста. Основные же вместилища залежей углеводородов находятся в нижнемеловых отложениях. В них сосредоточены огромные запасы углеводородного сырья. Вообще же меловые отложения — самые богатые нефтью и газом образования на окраинах континентов, где открыты основные ресурсы этих горючих ископаемых (20,7 млрд т нефти и 3,7 трлн м3 газа. [Геодекян и др., 1988]).

Меловой период завершился маастрихт-датской регрессией моря. Его уровень значительно понизился, но все еще был существенно выше современного. Рубеж мела и палеогена (66 млн лет назад) ознаменовался удивительными событиями: произошло коренное обновление фауны и флоры. Множество видов, родов и классов животных и растений вымерли, среди них и динозавры. Место последних заняли млекопитающие и птицы. Широко распространились голосеменные и покрытосеменные растения. В приполярных районах началось похолодание. Мир некоторыми своими чертами стал походить на тот, в котором мы живем.

Внезапность этой метаморфозы до сих пор продолжает будоражить умы. В конце 70-х годов Л. Альварес, Ф. Азаро и Э. Майкл из Калифорнийского университета обнаружили в пограничных между мелом и палеогеном (66 млн лет) слоях горизонт, обогащенный иридием — элементом, совершенно не характерным для верхних оболочек Земли. Эта находка была сделана в горах Губбио в Италии. В течение нескольких лет тот же иридиевый слой был идентифицирован в различных районах мира: Западной Европе, Северной Америке и в других местах. Упомянутые авторы высказали предположение о внеземном источнике этого элемента. Согласно этой гипотезе, Земля в конце мелового периода встретилась на своем пути с огромным болидом или каким-то другим небесным телом, которое, попав в поле тяготения планеты, упало на нее, сгорев в атмосфере.

Иридий рассеялся над Землей и попал в конечном итоге в осадки, в том числе и в донные.

Однако космическая катастрофа, если она была на самом деле, должна была вызвать не только рассеяние иридия. Облако пыли и газов, поднятое от падения небесного тела и горения его в атмосфере, могло быть настолько большим, что наступило бы длительное (несколько месяцев) помутнение воздуха, когда солнечные лучи не могли бы пробиться на землю. По мнению Л. Альвареса, если удар болида пришелся на сушу, это должно было вызвать значительное похолодание. Если же остатки небесного тела упали в океан, то, напротив, усилился бы парниковый эффект, т. е. на короткое время значительно потеплело бы. Выпавшие горячие азотнокислые дожди способны были растворять карбонатные остатки и скелеты животных.

У. Уолбач, изучавшая в Чикагском университете образцы отложений, обогащенных иридием, в поле электронного сканирующего микроскопа, обнаружила в них частички сажи. Ее находка может свидетельствовать о гигантском пожаре на поверхности Земли после падения небесного тела. По мнению У. Уолбач, в результате гигантского пожара, полыхавшего на суше 66 млн лет назад, сгорело до 90 % всей наземной растительности. Руководитель удачливой аспирантки Э. Андерс полагает, что падение небесного тела диаметром более 10 км, эквивалентное взрыву всех запасов ядерного оружия, помноженному во много тысяч раз, должно было вырыть кратер диаметром до 300 км. «Огромный огненный шар уплотнил атмосферу, — считает он. — Его радиус составил тысячу километров. Ветры со скоростью сотен километров в час охватили всю планету в течение считанных часов, высушивая деревья, как волосы, гигантским феном. Температура в 2000° вызывала испарение горных пород, которое распространилось очень быстро. Вероятно, происходили их конденсация и выпадение в раскаленном виде, что было причиной вторичных пожаров» [Гор, 1989].

Такой сценарий, подобный апокалипсису, вряд ли реален. Ведь при катастрофе подобных масштабов должны были погибнуть не только динозавры, но и все другие животные, да и большинство растений, прежде всего высших. Вода бы в океанах закипела, и все живое в его верхнем слое должно было свариться. Это не только бы не ускорило эволюцию органического мира, но отбросило бы ее на многие десятки миллионов лет назад. Между тем иридиевый горизонт и перекрывающие его слои отнюдь не обогащены скелетными остатками или органическим веществом, хотя после описанного выше катаклизма земля и моря неминуемо превратились бы в гигантское кладбище. Да и скелеты погибших динозавров не были обнаружены ни в самом иридиевом слое, ни в соседних с ним пластах. Таким образом, если и было столкновение с крупным космическим телом, то не оно (во всяком случае, не только оно) стало причиной драматических перемен в животном и растительном царстве на рубеже мела и палеогена. Последние, кстати сказать, произошли постепенно, как бы исподволь. Так, млекопитающие уже доминировали 70 млн лет назад, т. е. за 4 млн лет до катастрофы, и за это время смогли значительно потеснить архаичных своих предшественников. Окончательное же их вымирание могло произойти вследствие существенных изменений климата и ландшафтных обстановок на суше, а также трансформаций существовавшей до того системы океанических течений. Что же подготовило эти изменения? Чтобы дать ответ, попробуем сначала представить себе климаты прошлого.

 

Климаты прошлого

Водный баланс между континентами и океаном (иначе говоря, круговорот водных масс между ними) определяется главным образом двумя факторами: соотношением площадей суши и водных пространств (океанов и эпиконтинентальных морей); распределением континентальной суши по широтам. Естественно, чем больше площадь суши, тем меньше зеркало вод, с которого происходит испарение влаги. Отсюда и меньший объем атмосферных осадков, выпадающих над континентами. Сложнее обстоит дело с тем, какую роль играет распределение площади материковой суши по географическим широтам, и в частности с тем, как оно влияет на баланс атмосферных осадков. Геологические данные показывают, что наиболее засушливый климат на материках устанавливался в эпохи, когда они сходились вместе, образуя гигантские конгломераты. Подобная ситуация имела место в конце докембрия и в интервале от позднего карбона до середины триаса (вспомним Пангею). Как показали расчеты [Tardy et al., 1989], уровень водного стока в перми и триасе был самым низким за весь фанерозойский этап эволюции (570 млн лет) и приближался к современному объему стока, равному, по данным указанных авторов, 0,397x1020 г/год.

Напротив, гумидными были меловой период (130-66 млн лет назад), поздний силур-девон (415–350 млн лет назад) и кембрий (570–510 млн лет назад), когда материки были рассеяны по поверхности Земли. В меловое время объем выпадавших над континентами осадков составлял около 0,5·1020 г/год, что примерно на 20 % выше современных значений. В триасе он снизился до 0,35 1020 г/год, в основном вследствие того, что значительные массивы суши находились в то время в пределах широт, где господствуют субтропические и засушливые условия (рис. 8). Наивысший уровень атмосферных осадков (и испарения) был характерен для кембрийского периода, когда многие крупные континентальные массивы располагались вблизи экватора (рис. 9). Оценка скоростей осадко-накопления по величине отношения изотопов стронция (87Sr/88Sr) подтверждает эти выводы.

Рис. 8. Положение материков (а) и распределение площади, занятой материками и океанами в различных широтах (6), в начале триасового периода [Tardy ei al., 1989] 1 — континенты; 2 — горные хребты и вулканические дуги; 3 — океаны

Рис. 9. Положение материков (о) и распределение площади, занятой материками и океанами в различных широтах (б), в раннекембрийскую эпоху [Tardy el al., 1989] Условные обозначения те же, что и на рис. 8

Другие влагообильные периоды в фанерозойскую стадию развития планеты, а именно девонский, меловой и палеогеновый, также характеризовались высокими скоростями аккумуляции толщ отложений. С другой стороны, карбон, пермь и триас, отмеченные равномерной группировкой континентальных масс по широтам в составе единого материка Пангея, отличались весьма пониженными скоростями их формирования. Не в последнюю очередь это было связано с малыми объемами выпадавших над сушей атмосферных осадков, со слабо протекавшими химическими процессами выветривания и с незначительным количеством смываемых с суши в океан продуктов эрозии. К тому же и площадь шельфов явно сократилась по сравнению с периодами фрагментации континентальной литосферы. А шельфы и соседний с ними континентальный склон были и остаются основными областями аккумуляции карбонатных и кремнистых отложений.

Наивысший размах денудация суши приняла в девонский период, хотя он и уступает в этом отношении современной эпохе: по данным исследователей, современные значения достигают 108·106 т/км2/млн лет.

Таким образом, в геологической истории Земли отчетливо выделяются эпохи преобладания гумидного и аридного климатов на суше. Кроме того, следы обширных оледенений, не уступавших по масштабам плейстоценовым, свидетельствуют о том, что климат менялся от теплого до холодного (по крайней мере в высоких и умеренных широтах). В фанерозое оледенениями были отмечены позднеордовик-силурийское время (Северо-Африканский кратон, отчасти Бразильский щит), поздний карбон — пермь и ранний триас (Южная Африка, Южная Америка и Антарктида), наконец, плейстоцен (северные районы Евразии и Северной Америки, Антарктида). Последнее похолодание, достигшее максимума в четвертичное время, началось в высоких широтах гораздо раньше. Так, ледовая шапка Антарктиды стала образовываться еще в олигоцене, а по некоторым данным даже в эоцене. Одним словом, земной климат долго эволюционировал от теплого в мелу до холодного, прежде чем началось глобальное оледенение, затронувшее в плейстоцене не только высокие, но и умеренные широты.

Не выясненным до конца остается одно очень важное обстоятельство: существовали ли ледовые шапки на полюсах постоянно (в позднем докембрии и фанерозое), или они формировались лишь в редкие эпохи глобального похолодания климата? Еще недавно большинство специалистов не сомневались в ответе на этот вопрос. Да, говорили они, ледниковый панцирь в высоких широтах — непостоянное явление. Он образуется лишь на некоторых этапах при определенном сочетании космических факторов (положение Солнца относительно центрального ядра Галактики и уровень активности самого Солнца) и астрономических (наклон земной оси, прецессия и др.). До недавнего времени еще бытовало убеждение, что при соблюдении этих условий климат на Земле становился настолько теплым, что субтропическая растительность произрастала даже вблизи полюсов, если там, конечно, была суша.

Необходимо отметить, что при всей важности совместного действия перечисленных факторов не меньшее значение имели и чисто земные обстоятельства. Одно из них, как говорилось выше, — это особенности расположения материков на поверхности планеты. Их объединение в крупные конгломераты, когда значительные площади суши оказываются вблизи полюсов, создает благоприятные предпосылки для развития широкомасштабного оледенения. Этому условию отвечают все фанерозойские эпизоды, с которыми связано образование обширного ледникового панциря на ряде континентов.

В последние годы стали накапливаться данные, указывающие на то, что ледники (не только горные), пусть и в «зачаточной» форме, существовали даже в один из самых теплых геологических периодов — меловой. Интересные результаты дали исследования серии Билдинг-Шейл во впадине Эроманга в центральных районах Австралии. Здесь среди темно-серых глин и алевролитов валанжин-альбекого возраста были обнаружены валуны и глыбы докембрийских кварцитов и вулканитов диаметром свыше 3 м. Валуны и более мелкие обломки встречаются поодиночке либо группами, располагаясь вдоль поверхностей, разделяющих отдельные горизонты. В большинстве своем они несут признаки окатывания в прибрежных условиях. Взаимоотношения между глыбами и вмещающими осадками указывают на ледовый разнос крупного материала (рис. 10). На других континентах также были встречены аналогичные образования, имеющие возраст от среднеюрского до среднемелового. Полагают, что они сформировались в высоких широтах (65–70° ю. ш.). Приведенные данные свидетельствуют о том, что ледовые шапки на полюсах могли существовать на протяжении большей части мезозоя [Frakes, Francis, 1988).

Рис. 10. Местоположение находок раннемеловых отложений ледового разноса [Frakes, Francis, 1988]

Изучение стабильных изотопов кислорода в раковинах из меловых отложений Австралии и Антарктиды позволяет представить в первом приближении порядок среднегодовых температур, господствовавших в этих регионах. Они оказались довольно низкими для этого интервала геологического времени, считавшегося самым теплым за последние 300–250 млн лет. Эти значения для южных районов Австралии в позднем мелу не превышали +11…+ 13 °C, в районе Антарктиды на островах Дж. Росса и Верд в сантоне и кампане + 13,6 °C, а в Маастрихте +11,7 °C. Согласно этим данным, в зимние сезоны температура в этих регионах могла, по-видимому, опускаться ниже 0° [Perrie, Marshall, 1990].

Все вышесказанное подтверждает предположение, что на полюсах действительно могли существовать в рудиментарном виде ледовые шапки, сохранившиеся с периодов господства ледового климата. Хотя палеогеографические и палеоклиматические данные и подтверждают наличие связи между изменениями параметров земной орбиты (наклон земной оси, прецессия и др.), носящими цикличный характер, и определенными трансформациями климата, также цикличными, но основные долговременные тенденции контролировались другими факторами. Прецессионные циклы записаны, например, в глубоководных осадках Южной Атлантики позднемелового-раннетретичного возраста [Herbert, D'Hondt, 1990]. В этом разрезе с тонким переслаиванием мергелей и известняков хорошо проявлена повторяемость, отражающая интервалы времени продолжительностью 23,5±4,4 тыс. лет. Другие циклы, обусловленные изменениями угла наклона земной орбиты и эксцентриситета, имеют длительность соответственно 41 тыс. лет и примерно 127 тыс. лет. Периодичности разного типа определялись в геологическом прошлом скоростью вращения Земли и расстоянием между Луной и нашей планетой. Впрочем, эксцентриситет зависит только от параметров земной орбиты. Не радикальные изменения климата, носившие в основном плавный и не драматичный характер, влияли на продуктивность карбонатстроящего фитопланктона, обитавшего в поверхностных водах Южной Атлантики. По колебаниям величины биологической продуктивности (о чем можно судить по содержанию карбоната кальция в донных осадках) можно определить характер и длительность тех циклов, которые были обусловлены изменениями параметров земной орбиты.

Вместе с тем, согласно последним данным, здесь еще далеко не все ясно. Об этом, в частности, говорят результаты исследования изотопного состава натечных карбонатных корок из пещеры Дьявола в штате Невада (в США), формировавшихся на стенках этой пещеры в течение последних тысячелетий. Изучение слоев корок с возрастом 200-50 тыс. лет позволило проследить колебания температуры в пещере на протяжении значительного промежутка времени. Кривая колебаний температуры, построенная по изотопным данным, значительно отличается от аналогичной кривой, которая была выведена по результатам исследования изотопного состава карбонатов в морских осадках того же возраста. Отсюда можно заключить, что изменения параметров земной орбиты не влияли на наступление ледниковых эпох. Согласно кривой, построенной по морским осадкам, одно из оледенений в плейстоцене завершилось 130–127 тыс. лет назад, когда северного полушария стало достигать максимальное количество солнечных лучей благодаря изменению угла наклона земной оси. Результаты же исследования в пещере Дьявола говорят о том, что потепление наступило на 17 тыс. лет раньше [Monastersky, 1988].

 

Геологические и биологические регуляторы климата

Как известно, состав земной атмосферы в докембрии изменился с появлением и развитием жизни на планете. Первые простейшие микроорганизмы «выели» метан и другие углеводороды, а их потомки, освоившие фотосинтез, — огромные количества углекислого газа, господствовавшего в первичной атмосфере. В ее составе стал преобладать азот при постепенно повышавшемся содержании кислорода. Очевидно, что уже на заре развития биосферы живые организмы оказывали решающее воздействие на состав воздушной среды и газовую составляющую океанов, а через эти параметры и на климат всей планеты. Несомненно, что позднее, когда жизнь распространилась на континенты, освоила центральные районы океана и его дно, ее способность влиять на климат Земли еще более усилилась. Механизм этого влияния реализуется, по-видимому, через усиление или ослабление парникового эффекта.

Действительно, стоило увеличиться концентрации углекислого газа в атмосфере всего лишь на 25 %, а это произошло за последние 30 лет, как среднегодовая температура в умеренных широтах сразу же стала повышаться. Известно, что из 10 самых теплых зим, наблюдавшихся в нашем столетии в северном полушарии, восемь пришлись на 80-е годы, когда содержание углекислого газа в воздухе достигло 0,035 % против 0,028 % в середине века. Что же произойдет, если концентрация этого газа удвоится, т. е. достигнет 0,07 %? Ученые утверждают, что это вызовет катастрофические для человечества последствия. Среднегодовая температура возрастет в экваториальном поясе на 1,5 °C, а в высоких и умеренных широтах на 3–4 °C. Льды Антарктиды и Гренландии начнут быстро таять, что будет сопровождаться повышением уровня океана и морей. Огромные массивы суши окажутся затопленными. Произойдет то, что неоднократно наблюдалось как в плейстоцене, так и на протяжении всей геологической истории Земли, т. е. трансгрессия моря.

Следовательно, наличие или отсутствие парникового эффекта является важнейшим фактором, определяющим климат планеты. Очевидно, что количественные флуктуации в составе атмосферы, вызывающие серьезные последствия, весьма невелики. Двести лет промышленной революции, за которые было сожжено, по-видимому, около биллиона тонн ископаемого топлива, привели к усилению парникового эффекта, что, в свою очередь, обусловило заметное потепление климата. Всего 200 лет. Несомненно, что и в прошлом мог действовать механизм, связанный уже не с антропогенным воздействием, а с жизнедеятельностью организмов. Основными участниками процессов, контролирующих баланс кислорода и углекислого газа в атмосфере, в последние 400–300 млн лет остаются фитопланктон, обитающий в верхнем, фотическом слое океанских вод, бентос и высшая наземная растительность. Немаловажное значение имеет и направленность седиментационных процессов.

Напомним, что большинство морских организмов строят раковины или другие скелетные компоненты из карбоната кальция. Некоторые же представители фитопланктона используют кремнезем. После гибели организмов органическое вещество — слагаемое живых клеток — в большинстве седиментационных обстановок разлагается. В осадках фоссилизируется не более 0,2–0,4 % Сорг, участвующего в круговороте. Накопление значительного количества органического вещества происходит в болотных и озерных водоемах на суше, а также в полузамкнутых морских бассейнах с застойным гидрологическим режимом. В океанах такими зонами являются континентальные склоны, особенно в областях устойчивого подъема глубинных вод, и в меньшей степени приливно-отливные равнины или лагуны. Если органическое вещество, за исключением малой его части, не переходит в ископаемое состояние, то большая часть скелетных остатков достигает дна, формирует здесь осадки и таким образом выводится из круговорота веществ. Правда, в глубоководных океанских котловинах существует критическая глубина карбонатонакопления. Ниже ее карбонатные остатки, в основном раковинки фитопланктона, не проникают, растворяясь полностью. В современную эпоху эта глубина равна около 4500 м. Зато на континентальных окраинах, где накапливается до 80 % всех осадков океана, основная масса скелетных карбонатных остатков, в том числе рифы и другие постройки, не разрушается, образуя мощные осадочные толщи. Вместе с ними связываются и выводятся из оборота огромные количества кальция и углекислого газа, растворенных в морской воде.

Оптимальные условия для развития карбонатстроящих организмов существуют в низких и субтропических, отчасти в умеренных широтах, т. е. в теплых водах. Поэтому в эпохи глобального потепления климата ареалы распространения организмов с карбонатной функцией резко расширяются, захватывая умеренные, а иногда и высокие широты. Потепление, как известно, сопряжено с таянием ледников и повышением уровня океанских вод, нередко значительным. Это, в свою очередь, влечет за собой сокращение площади суши и расширение морского мелководья, которое в условиях некоторого снижения терригенного сноса с суши заселяется преимущественно карбонатстроящими организмами. Повышение уровня вод способствует быстрому росту рифов.

Теплый и влажный климат благоприятствует буйному развитию высшей растительности на суше, что при условии захоронения древесных остатков усиливает изъятие углекислого газа при одновременном обогащении воздушной среды кислородом. С течением времени описываемая последовательность событий неизбежно реализуется в сокращении концентрации углекислого газа в воздухе, а в конечном итоге и в снятии парникового эффекта. Результатом происшедшего сдвига становится постепенное похолодание климата, так как значительная часть солнечного тепла, достигающего верхних слоев атмосферы, начинает рассеиваться в космосе. Ледовый панцирь на полюсах постепенно разрастается, начинается оледенение, захватывающее умеренные широты. Вместе с тем происходит расширение области распространения холодных вод в океане, усиливается активность придонных течений, несущих кислород, и апвеллинговых процессов.

Как следствие, ареал обитания организмов с карбонатной функцией, а также высшей наземной растительности резко сокращается. Место карбонатного планктона занимает кремнистый: диатомовые, перидиниевые водоросли, силикофлагелляты, радиолярии. Биологическая продуктивность диатомовых и перидиниевых водорослей при наличии в среде биогенных элементов на несколько порядков выше продукции карбонатного планктона. Поэтому в эпохи похолодания на огромных пространствах океанского дна в холодных, умеренных и отчасти в тропических широтах (где обитают радиолярии) накапливаются кремнистые осадки. В зонах подъема глубинных вод эти последние существенно обогащаются органическим углеродом (1,5–5 % и выше), который попал на дно вместе с остатками диатомей и других организмов. Перевод атмосферного углекислого газа в органический углерод осадков называют действием «углеродной помпы». Она также усиливает эффект похолодания. Одновременно, однако, активизируются седиментационные процессы, протекающие с участием молекулярного кислорода.

Когда говорят об «углеродной помпе», обычно не учитывают, что органическое вещество в осадках из зоны апвеллинга относится к особому, амикагиновому типу [Вассоевич, Конюхов, Лопатин, 1976]. В структуре слагающих его гетерополиконденсатов связано много кислорода, азота и серы (N до 6 %, отношение Н/Сат достигает наивысших значений, 1,4–1,45). Разрушение этих гетерополиконденсатов и облагораживание органического вещества за счет удаления кислорода, азота и серы произойдут лишь при погружении вмещающих отложений в глубокие недра спустя миллионы лет. Таким образом, вместе с углеродом в органике амикагинового типа на долгое время связываются многие другие элементы, в том числе и входящие в состав атмосферы.

По соседству с углеродистыми, слабодиатомовыми осадками в зонах подъема глубинных вод формируются многие аутигенные образования, в том числе глаукониты, фосфориты, цеолиты. Хотя рост этих стяжений протекает очень медленно, масштабы аутигенеза подобных осадков весьма значительны. Только на континентальном склоне Западной Сахары глауконитовые пески и алевриты занимают, согласно нашим исследованиям в 1990 г., полосу протяженностью около 500 км в диапазоне глубин от 500 до 2500 м. Огромные поля глауконитовых песков оконтурены и в других зонах апвеллинга. В кристаллической решетке этих слоистых силикатов, аналогичной структуре трехэтажных глинистых минералов, находится много атомов кислорода. В эпоху похолодания усиливается «проветривание» океанских и морских глубин, ведущее к образованию (или утолщению) верхнего, окисленного слоя донных осадков. На это также расходуются значительные массы кислорода (в том числе на перевод закисных форм железа в оксиды), растворенного в воде, куда он поступает из атмосферы.

В эпохи похолодания на суше усиливается контрастность климатических условий. В пересыхающих водоемах обширных аридных поясов активно формируются псевдослоистые силикаты — сепиолит и палыгорскит. В структуре этих новообразованных минералов также связывается много растворенного в воде кислорода. Не просто подсчитать, какое количество последнего расходуется в отмеченных выше процессах. Несомненным, однако, является то, что его «потребление» в седиментационных процессах в эпохи похолодания значительно выше, чем в периоды господства теплого климата.

Движение ледников сопровождается эрозией обширных пространств суши. Разрушению подвергаются самые разнообразные породы, в том числе известняки и доломиты. Однако если большинство других образований в виде обломков разной величины остаются в моренных грядах или сносятся в конечные водоемы стока, то мелкие карбонатные зерна при переносе разрушаются полностью. Значительное количество углекислого газа, некогда связанного в их составе, возвращается в воду и воздух.

Благодаря перечисленным выше факторам, а также вследствие накопления продуктов вулканических извержений, окисления органического вещества, метана и нефтяных углеводородов, просачивающихся к поверхности, наконец, из-за лесных и степных пожаров равновесие вновь начинает смещаться в сторону повышения роли углекислого газа в атмосфере. Похолодание постепенно сменяется потеплением, ледники начинают отступать и таять. Маятник снова качнулся в другую сторону.

Вот как, на наш взгляд, действуют биологические и седиментологические механизмы регуляции климата, приводимые в действие главным образом живыми организмами. На одной стороне биологических «качелей» находится кремнестроящий фитопланктон, на другом — организмы с карбонатной функцией и высшая наземная растительность. На длительность периодов похолодания, потепления и перестройки климата от одного состояния к другому влияет, естественно, множество факторов, в том числе астрономические и тектонические. Так, резкое повышение вулканической активности приводит сначала к помутнению верхних слоев атмосферы, отражению части солнечных лучей и тепла в космос, что способствует похолоданию. Однако связанное с извержениями поступление углекислого газа в воздушную среду в долговременном плане должно приводить к глобальному потеплению климата.

Можно думать, что в течение длительных промежутков геологического времени, по крайней мере в фанерозое, сохранялось устойчивое равновесие между потреблением и поступлением в атмосферу таких важнейших ее составляющих, как кислород и диоксид углерода. Причины, приведшие к существенному нарушению сложившегося баланса, имели, скорее всего, тектоническую природу (рис. 11). Позднепалеозойское оледенение в гондванской части Пангеи закончилось одновременно с распадом этого суперматерика, начавшимся с углубления и расширения реликтового океана Тетис. Об этом свидетельствует накопление в центральных его котловинах радиоляриевых илов, ныне обнажающихся в Альпах, Апеннинах, Оманских горах, а в позднем триасе и юре накапливавшихся ниже уровня карбонатной компенсации. Однако на обширных шельфах и континентальных склонах, окружавших океан, господствовала аккумуляция карбонатов. Дальнейший распад Пангеи на фрагменты и раскрытие молодых неглубоких океанов резко расширили площадь шельфов, подводных склонов и неглубоких котловин, которые стали на долгое время областями накопления карбонатных осадков. Глобальные же трансгрессии моря в позднеюрскую и особенно в позднемеловую эпохи привели к еще большему распространению организмов с карбонатной функцией и благоприятствовали рифостроительству. За несколько десятков миллионов лет огромные количества углекислого газа были связаны в виде карбоната кальция, образовавшего мощные толщи известняков и доломитов на континентальных окраинах океанов Тетис, Атлантического и Индийского. Уже к концу мела климат на полюсах стал заметно меняться. Об этом свидетельствует анализ органических остатков, состава растительных сообществ, а также колец роста и сосудистой системы окаменевших деревьев в районе арктического склона Аляски. В позднем мелу этот регион располагался от 75 до 85°с. ш. Если в коньякский век среднегодовая температура близ Северного полюса достигала + 13 °C, то в Маастрихте и палеоцене она упала соответственно до + 5 и + 6… + 7 °C. В Маастрихте отмечалась некоторая аридизация климата в летние месяцы, а зимы стали морозными. Однако море вряд ли покрывалось льдами [Spicer, Totman, 1990]. В сеномане ледники сохранялись лишь на высотах более 1700 м, в Маастрихте они опустились до 1000 м.

Рис. 11. Площади, занятые континентами и океанами в различных широтах, в современную эпоху (а) и в фанерозое (б) ITardy el а!., 1989) Условные обозначения те же, что и на рис. 8

В высоких широтах южного полушария также отмечается похолодание, начавшееся в Маастрихте, т. е. до предполагаемого столкновения Земли с небесным телом, вызвавшего глобальный катаклизм. Небезынтересно отметить, что именно в Маастрихте произошло закрытие южного рукава океана Тетис и сближение Аравийско-Африканского континентального блока с Евразией. Тем самым тенденция к распаду материков сменилась тенденцией к их объединению. Первые признаки похолодания, зафиксированные в Маастрихте, обозначили лишь точку перелома, от которой началось смещение климатического маятника в сторону глобального понижения температуры. Однако только по прошествии 60 млн лет это привело к широкомасштабному оледенению.

За 300 млн лет до того к такому же похолоданию, вернее, к перелому тенденции от потепления к похолоданию привело пышное развитие высшей растительности на континентах (каменноугольный период). Вместе с древесными остатками, давшими начало многочисленным скоплениям угля, в недрах было захоронено огромное количество углерода, усвоенного растениями в процессе фотосинтеза и разложения углекислого газа атмосферы. Начавшемуся в позднекаменноугольную эпоху в южном полушарии оледенению благоприятствовало, как подчеркивалось выше, помимо указанного фактора, объединение континентов в гигантский суперматерик. Как видим, уже в то время действовали биологические и седиментологические «качели». Так, накопление карбонатов, достигшее максимума в девоне, постепенно сменилось во многих районах формированием кремнистых толщ — фтанитов, которые широко распространены в Уральском регионе, Северном Казахстане, на тихоокеанской окраине Северной Америки (Скалистые горы) и в других местах. Похолодание в позднем карбоне привело, таким образом, к вытеснению карбонатстроящих организмов холоднолюбивыми кремнистыми. Стали преобладать процессы, приведшие к снижению потребления углекислого газа и увеличению расхода кислорода.

Такова в общих чертах схема, позволяющая увязать трансформации климата на Земле в геологическом прошлом с тектоническими, биологическими и седиментационными процессами, протекающими у ее поверхности и в недрах.