ПРИРОДНЫЕ ИНДИКАТОРЫ ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ
Федеральное государственное образовательное учреждение
высшего профессионального образования
«Сибирский федеральный университет»
ВАГАНОВ Е.А., КРУГЛОВ В.В., ВАСИЛЬЕВ В.Г.
ПРИРОДНЫЕ ИНДИКАТОРЫ ИЗМЕНЕНИЙ
КЛИМАТА
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ
Укрупненная группа
Естественные науки
Направление
020200.68
Биология
Программа подготовки
020200.68.25
Дендроэкология
Институт Экономики, управления и природопользования
Кафедра лесоведения
Красноярск
2008
Учебное пособие «Природные индикаторы изменений климата»
разработано в соответствии с Федеральным государственным образовательным
стандартом высшего профессионального образования по
укрупненной группе
Естественные науки
направления
020200.68
Биология
программе подготовки 020200.68.25 Дендроэкология
Учебное пособие разработали:
профессор СФУ Круглов В.Б.
_____________
профессор СФУ Ваганов Е.А.
_____________
профессор СФУ Васильев В.Г.
_____________
Заведующий кафедрой академик РАН Ваганов Е.А. ___________________
«_____»_______________200___г.
Содержание учебного пособия обсуждено на заседании кафедры лесоведения
« 8 » октября 2008 г. протокол № 2
Заведующий кафедрой академик РАН Ваганов Е.А. __________________
Содержание учебного пособия обсуждено на заседании НМСИ
_____________________________________________________________________
«______» __________________ 200___ г. протокол № _____________
Председатель НМСИ ___________________________________________
Дополнения и изменения в содержание учебного пособия на 200 __/200__ учебный
год. В содержание учебного пособия вносятся следующие изменения:
________________________________________________________________________
________________________________________________________________________
Содержание учебного пособия пересмотрено и одобрено на заседании кафедры
лесоведения «____» _____________ 200___г. протокол № ___________
Заведующий кафедрой академик РАН Ваганов Е.В. _________________________
Внесенные изменения УТВЕРЖДАЮ:
Директор Института ЭУиП Бухарова Е.Б. _________________________________
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
1. РАДИОИЗОТОПНЫЕ МЕТОДЫ ДАТИРОВАНИЯ
ПРИРОДНЫХ ОБЪЕКТОВ …………………………………………. 4 – 41
2. БИОЛОГИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА
ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА ………………………………………… 42 – 55
3. МАТЕРИКОВЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ
ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА ………………………………………… 56 – 70
4. ОКЕАНИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ
ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА ………………………………………… 71 – 79
5. ЛЕДОВЫЕ ИНДИКАТОРЫ
ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА ………………………………………… 80 – 97
6. ЧИСЛЕННЫЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА ВРЕМЕННЫХ
РЯДОВ НАБЛЮДЕНИЙ …………………………………………. 98 – 104
7. ВЫЯВЛЕНИЕ СКРЫТЫХ ПЕРИОДИЧНОСТЕЙ
ВО ВРЕМЕННЫХ РЯДАХ НАБЛЮДЕНИЙ И ИХ
КЛИМАТОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ……………… 105 – 121
8. МОДЕЛИ ПАЛЕОКЛИМАТА ПО ДАННЫМ
АНАЛИЗА ПРИРОДНЫХ ИНДИКАТОРОВ
ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА ………………………………………
122 – 142
9. ГЛОССАРИЙ ……………………………………………………. .. 143 – 149
10. ЛИТЕРАТУРА …………………………………………………… 150 - 151
1. РАДИОИЗОТОПНЫЕ МЕТОДЫ ДАТИРОВАНИЯ ПРИРОДНЫХ
ОБЪЕКТОВ. ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ШКАЛЫ
Определение климатических характеристик далекого прошлого Земли
невозможно без определения возраста природных индикаторов климата –
природных объектов, хранящих память о климатических условиях во время
их образования.
1.1. Радиоуглеродный метод датирования
Радиоуглеродный метод появился в 1950 году. С тех пор этим методом
было датировано множество содержащих углерод природных объектов, в
результате чего возник банк данных датирования, охватывающий
приблизительно последние 40 тысяч лет.
Физической основой радиоуглеродного метода является естественная
радиоактивность изотопа углерода 14С. Скорость распада атомов 14С
определяется только свойствами ядер этих атомов и не зависит от таких
параметров внешней среды, как температура, давление, химический состав
объектов.
Радиоуглеродным методом при соблюдении ряда условий можно
датировать любые содержащие углерод природные объекты. Для
климатологии, главным образом, представляет интерес датирование остатков
растительных и животных организмов, живших сотни и тысячи лет назад.
Живые растительные и животные организмы в ходе обмена веществ
поглощают, содержат и выделяют атомы углерода, в их числе изотопы 12С
(стабильный) и 14С (радиоактивный). После гибели организма поглощение
атомов углерода прекращается. Чтобы не усложнять изложение сути метода
деталями, представим, что после гибели организма он оказывается
заключенным в непроницаемую оболочку, так что полное число атомов
внутри оболочки будет оставаться постоянным. Обозначим N0 число
радиоактивных атомов 14С, которые находились в выбранной для
исследования части организма к моменту его гибели. После гибели организма
число N0 (из-за распада атомов 14С) будет только уменьшаться. По величине
уменьшения начального числа атомов N0 можно рассчитать время,
прошедшее с момента гибели организма.
Пусть N = N(t) – число атомов 14С, оставшихся в исследуемой части
организма через время t после его гибели (то есть время t - это время с
момента гибели организма до момента измерения величины N). Активность
dN/dt образца определяется как число распадов радиоактивных атомов в
образце за единицу времени, взятую рядом с моментом времени t. Активность
образца пропорциональна числу радиоактивных атомов в нем:
dN/dt = ‒ λN = ‒ (ln2/t1/2) N.
(1.1)
Здесь λ – константа распада, которая показывает, какая часть (доля) атомов
радиоактивного элемента распадается за единицу времени по отношению к
первоначальному его количеству. Величину λ часто выражают через период
полураспада t1/2 . Период полураспада t1/2 ‒ это время, за которое распадается
половина начального числа радиоактивных атомов. Период полураспада и
константа распада связаны соотношением t1/2 = 0,693/ λ . Период полураспада
для углерода 14С равен t1/2 = 5730 ± 40 лет.
Интегрирование (1.1) приводит к выражению
N = N0 exp(‒ t).
λ
(1.2)
Отсюда время, прошедшее с момента гибели объекта, равно
t = (1/ λ) ln(N0/ N).
(1.3)
Это время часто называют возрастом объекта.
Что требуется предварительно знать для точного вычисления возраста
объекта по формуле (1.3)? Величина λ с помощью современного
лабораторного измерительного оборудования может быть определена с очень
высокой точностью для всех имеющихся в природе радиоактивных изотопов.
С высокой точностью определена она и для изотопа 14С. Также с большой
точностью с помощью, например, масс-спектрометров, может быть
определена величина N(t). Но вот начальное число N0 атомов изотопа 14С,
имевшееся в живом объекте несколько тысячелетий назад, неизвестно и
приходится делать ряд предположений для его определения.
Изотоп 14С постоянно образуется в атмосфере Земли. Космические лучи
выбивают нейтроны из ядер атомов, расположенных в верхних слоях
атмосферы. Эти выбитые нейтроны, двигаясь с огромной скоростью, в более
низких слоях атмосферы бомбардируют атомы азота 14N, превращая их в
атомы 14С. Сказанное можно выразить в виде ядерной реакции 14N + n → 14С
+ p. Одновременно с образованием идет и распад этого нестабильного
радиоактивного изотопа. При распаде атомы 14С снова превращаются в атомы
14
N с выделением тепла. В результате в атмосфере устанавливается
равновесие между образованием и распадом 14С, и поэтому в течение
длительных промежутков времени отношение R удельных концентраций
изотопов 14С и 12С в воздухе остается постоянным. На один атом 14С
приходится 765 000 000 000 атомов 12С. Атомы изотопов 14С и 12С в составе
углекислого газа поглощаются растениями, которыми далее питаются
животные. Живые организмы при поглощении этих изотопов не отдают
предпочтения какому-то одному из них. Поэтому отношение удельных
концентраций изотопов 14С и 12С в живых организмах также довольно точно
равно R. В течение длительного времени с момента появления метода
радиоуглеродного датирования предполагалось, что величина R всегда, и в
настоящее время, и в далеком прошлом, имела одно и то же значение. Однако
сравнительно недавно дендрохронологическими методами было обнаружено,
что содержание 14С в атмосфере Земли за последние 9700 лет менялось,
причем в довольно широких пределах. Для обнаружения этого факта
потребовалось измерять очень точным масс-спектрометрическим методом
содержание 14С и 12С в отдельно взятых годичных кольцах современных
деревьев и деревьев, живших в прошлом (до 10000 тысяч лет назад). Как
известно, для любого годичного древесного кольца можно назвать год его
образования. В результате этих измерений и было обнаружено, что
содержание 14С в атмосфере в прошлом было заметно больше, чем в
настоящее время (рис. 1.1). После внесения необходимых расчетных
поправок выяснилось, что
в расчетах, проводимых в предположении
постоянства R, ошибка в определении возраста объектов доходила до 1000
лет (в сторону омоложения). Следует отметить, что в последние два столетия
вследствие интенсивного сжигания ископаемого углеводородного топлива
(угля, нефти), в котором отсутствует изотоп 14С, атмосфера заметно
обогащается изотопом 12С.
Рис. 1.1. Изменение содержания радиоактивного изотопа 14С в атмосфере за
последние 9700 лет, определенное посредством измерения содержания этого изотопа в
годичных древесных кольцах
Представим себе следующую модельную ситуацию. Пусть
исследуемый образец в какой-то момент в прошлом был заключен в
непроницаемую для атомов и излучения изолирующую оболочку, т.е. стал
замкнутой системой. Число всех атомов углерода внутри оболочки будет
оставаться постоянным. Изотоп 14С имеет сравнительно малый период
полураспада. Как показывает расчет, через время порядка 40000 лет внутри
изолирующей оболочки останется исчезающее малое число атомов изотопа
14
С, недоступное измерению. Поэтому, радиоуглеродный метод может
использоваться лишь для датирования образцов возрастом до 40000 лет.
1.2. Абсолютная датировка геологических объектов
В 1896 году был открыт радиоактивный распад, а в 1905 году Э.
Резерфорд впервые предложил применить данные по скорости распада
радиоактивных изотопов для определения абсолютного возраста
геологических объектов. Однако достаточно точные измерения количества
нуклидов химических элементов в породах и, как следствие, определение
абсолютного возраста пород стали технически возможны лишь с 1937 года.
Все достаточно крупные природные объекты содержат некоторое
количество радиоактивных атомов различных химических элементов. Число
радиоактивных атомов в объектах естественного происхождения, как
правило, значительно меньше полного числа атомов в них. Радиоактивные
атомы нестабильны и распадаются, порождая атомы уже устойчивых,
нераспадающихся изотопов. Поэтому число радиоактивных атомов в
природных телах постоянно уменьшается, а число стабильных
нерадиоактивных увеличивается. Чем больше возраст объекта, тем меньше в
нем остается радиоактивных атомов и тем больше появляется стабильных
продуктов распада. Измерение возраста объектов производится посредством
измерения в них или числа оставшихся радиоактивных атомов, или числа
атомов, являющихся продуктами радиоактивного распада.
Существуют радиоактивные изотопы с очень малой скоростью распада.
Скорость распада радиоактивных изотопов характеризуют периодом
полураспада Т1/2
- временем, за которое начальное число атомов
радиоактивного изотопа уменьшается в два раза. Например, 238U имеет
период полураспада, равный 4,51∙109 лет, а изотоп тория 232Th – период
полураспада, равный 1,41∙109 лет. Существует еще ряд изотопов с большим
периодом полураспада. И только с помощью таких долгоживущих изотопов
можно надеяться измерять возраст геологических объектов, так как возраст
Земли по современным космологическим представлениям должен составлять
миллиарды лет.
Формулы, по которым обычно вычисляют возраст геологических
объектов, аналогичны формулам (1.1) – (1.3). Пусть N0 – исходное число
атомов радиоактивного изотопа в объекте в момент его образования, а N –
число этих атомов, оставшихся в объекте через время t (оставшихся к
моменту измерения). Пусть S – число атомов нерадиоактивного вещества,
возникших из распавшихся радиоактивных атомов за время t . В наших
обозначениях
S + N = N0 .
(1.4)
Из (1.2) следует, что N0 = N exp(λt) = е λt, поэтому
S = N0 ‒ N = N (е λt ‒ 1).
(1.5)
Отсюда возраст объекта может быть определен по формуле
t = (1/ λ) ln(S/N + 1).
(1.6)
Из (1.6) видно, что определение точного возраста объекта требует
измерения точных значений S и N (значение λ известно с большой
точностью). Число N может быть очень точно измерено массспектрометрическими методами. Но при определении числа S возникают
очень большие трудности, которые состоят в отделении атомов, являющихся
продуктами распада радиоактивных изотопов в объекте, от таких же атомов,
которые были в исследуемом объекте изначально. Другими словами трудно
ответить на вопрос о том, каково было начальное число N0 атомов
радиоактивного изотопа в объекте.
Кроме того для точного определения возраста объекта необходимо,
чтобы за время t атомы изотопа, используемого для определения возраста, не
привносились в объект извне и не выносились из него, то есть чтобы объект
был относительно этого изотопа замкнутой системой.
Наиболее часто для целей геохронологии используются следующие
ядерные превращения:
238
U → 206Pb + 84He,
235
U → 207Pb + 74He,
232
Th → 208Pb + 64He,
40
K + e → 40Ar,
40
K + e → 40Ca + β,
87
Ru → 87Sr + β.
По конечным продуктам распада радиоактивных изотопов даются названия
методов определения абсолютного возраста геологических объектов:
свинцовый (уран-свинцовый, торий-свинцовый), аргоновый (калийаргоновый), кальциевый, стронциевый. Кроме перечисленных используется
еще целый ряд реакций распада и соответствующих им методов ядерной
геохронологии.
Из всех вышеназванных свинцовый метод считается наиболее
достоверным. Метод основан на определении в исследуемых минералах
содержания изотопов свинца, урана и тория. К сожалению породы,
содержащие эти элементы в достаточных количествах, встречаются довольно
редко. Возраст объекта t находится с помощью любого из следующих трех
независимых выражений:
t1 = (1/ λ1) ln(206Pb /238U + 1),
t2 = (1/ λ2) ln(207Pb /235U + 1),
t3 = (1/ λ3) ln(208Pb /232Th + 1),
где λ1, λ1, λ1 - константы распада изотопов 238U, 235U и 232Th, а Pb, U и Th
обозначают содержание в объекте изотопов свинца, урана и тория (сравн. с
выражением (1.6)). Близость значений t1, t2, t3 свидетельствует о
достоверности вычислений. В этом случае оценкой абсолютного возраста
объекта может служить величина t , равная среднему значению величин t1, t2,
t3.
Достоинством калий-аргонового метода является то, что калий – это
весьма распространенный элемент. Он присутствует в минералах,
образованных во всех геологических обстановках – вулканической,
метаморфической и осадочной. Однако возникающий в результате
радиоактивного распада инертный газ аргон химически не связан и
происходит его значительная утечка. Несмотря на этот недостаток, калийаргоновый метод используется весьма широко.
Методы
радиоизотопного
геологического
датирования
часто
подвергаются критике, основным аргументом которой является уже
упоминавшаяся невозможность назвать с достаточной точностью исходное
содержание в образце изотопов, используемых для датирования. Кроме того,
к существенным недостаткам этих методов относят отсутствие для них
эталонных объектов, возраст которых был бы достаточно точно измерен
каким-то другим независимым методом и сопоставим интервалами времени,
на измерение которых радиоизотопные методы претендуют. Любой метод
аппаратурного измерения физических величин требует калибровки, с
использованием эталонов, для которых измеряемая физическая величина
известна с большой точностью. Методы радиоизотопного датирования не
имеют возрастных эталонов; они сами и являются единственным способом
определения возрастов объектов. Но, так или иначе, пусть с некоторой
ошибкой, абсолютный возраст большого числа самых разных геологических
объектов определен и это привело к появлению абсолютной
геохронологической шкалы (таблица 1.2), в которой приведены абсолютные
времена начала и продолжительности формирования слоев, выделяемых
описанной ниже стратиграфической шкалой. Из таблицы видно, что
абсолютный возраст самых древних пород на планете принимается равным
3,5 млрд. лет.
1.3.
Стратиграфическая
геохронологическая шкала
шкала.
Относительная
На всех континентах в осадочных породах обнаруживаются достаточно
четко различимые, слоистые геологические образования (или формации),
отличающиеся друг от друга по физическим и химическим свойствам,
механизму образования, наличию различных окаменевших древних растений
и животных. Относительная геохронологическая шкала предназначена для
указания относительного возраста слоев горных пород (то есть для
определения более молодых и более древних отложений в земной коре) без
количественной оценки их возраста (т.е. длительности временного
промежутка, прошедшего со времени их формирования в прошлом).
Определение относительного возраста слоев осадочных и пирокластических
пород, а также вулканических пород (лав) проводится на основе принципа
последовательности напластования (так называемого закона Стенсена).
Согласно этому принципу, если последовательность залегания слоистых
горных пород не нарушена какими-либо смещениями земной коры
(тектоническими деформациями), то каждый вышележащий слой моложе
нижележащего (рис. 1.2).
Рис.1.2. Иллюстрация закона залегания пород: «При залегании слой следует за слоем,
при этом более молодой слой накладывается на более древний»
Определение последовательности расположения различимых пластов
пород, вскрытых достаточно глубоким геологическим разрезом, задает
стратиграфию (то есть, в буквальном переводе, описание слоев) района
расположения разреза. В результате установления очередности залегания
пластов в разных районах Земли и обнаружения определенных
закономерностей в этих очередностях возникла наука стратиграфия,
систематизирующая и обобщающая частные результаты по очередности
отложения земных пластов. Общая последовательность чередования слоев
пород в земной коре получила название стратиграфической шкалы.
Одним из первых исследователей, внесших крупный вклад в разработку
стратиграфической шкалы, был английский инженер У. Смит (1769 - 1839).
По роду своей деятельности он занимался строительством каналов и дорог,
имея возможность многократно наблюдать богатые ископаемыми
окаменевшими остатками животных и растений слои пород в различных
районах Англии. При этом он открыл, что определенные виды ископаемых,
такие как, например, двустворчатые моллюски или аммониты, всегда
появляются в определенных слоях. В 1796 году он писал: "Ископаемые уже
давно рассматриваются и изучаются как некие интересные курьезы... Этим
занимались тысячи, но никто не обращал внимания на тот порядок, в котором
природа расположила эти занимательные свидетельства прошлого и каждому
классу указала его особый слой". В 1815 году Смит опубликовал первую
цветную геологическую карту, на которой была воспроизведена
последовательность расположения слоев окаменелостей на территории
Англии и Уэльса.
Поскольку большинство ранних работ проводилось в Европе, поэтому
стратиграфическая последовательность отложений Европы была принята в
качестве эталона и для других районов земного шара. Однако оказалось, что
хотя эта шкала повторяется в общих чертах и на других континентах, она
имеет недостатки и пробелы и поэтому она постоянно уточняется.
Стратиграфическая шкала в большой степени основана на учете окаменевших
остатков древних животных и растительных организмов (раковин, отпечатков
листьев и др.), обнаруживаемых в различных слоях пород. Установлено, что
некоторые ископаемые остатки “выделяют собой” определенные слои в
осадочных породах и не встречаются в других слоях, поэтому такие
ископаемые считаются руководящими. Породы, содержащие эти
руководящие ископаемые организмы и их комплексы, занимают строго
определенное стратиграфическое положение и появились в строго
определенное время в истории Земли.
Требования к руководящим ископаемым следующие: частая
встречаемость, легкая узнаваемость, краткое время существования вида,
широкое территориальное распространение. Появление руководящей фауны и
флоры даже в различных по составу и географически удаленных друг от
друга отложениях пород (например, песчаниках и известняках) позволяет их
коррелировать, то есть предполагается, что они образовались в одно и то же
время. Наличие руководящих ископаемых является единственным надежным
критерием для межрегиональных стратиграфических корреляций (особенно
дальних). Таким образом, слои пород с одинаковыми руководящими
окаменелостями представляют собой слои, относящиеся к одним временным
периодам. Метод сравнения стратиграфии удаленных друг от друга
территорий и установления в них слоев близкого возраста, основанный на
сопоставлении руководящих ископаемых, называют палеонтологическим
методом.
Верхняя часть стратиграфической шкалы, называемая фанерозой,
составлена при помощи палеонтологического метода очень подробно.
Фанерозойская эра получила свое название от греческого слова phaneros –
явный, т.к. толщи горных пород, образованные в эту эру, характеризуются
достоверным наличием остатков древних организмов. Для нижележащей
части шкалы, которую называют докембрий, и которая соответствует
огромной по мощности толще пород, палеонтологический метод имеет
весьма ограниченное применение из-за плохой сохранности или отсутствия
окаменелостей. Поэтому докембрийская часть стратиграфической шкалы
разработана менее детально. Поскольку хорошо сохранившиеся ископаемые
встречаются только начиная с кембрийского периода (примерно 570 млн. лет
назад), установление корреляции между палеонтологически немыми
докембрийскими породами является трудной задачей. Для межрегиональных
сопоставлений палеонтологически немых пород используются геохимические
методы.
Наиболее крупные подразделения последовательности слоев горных
пород (то есть наиболее крупные части стратиграфической шкалы) называют
эонотемы. Выделяют две эонотемы: фанерозойскую эонотему (фанерозой) и
докембрийскую эонотему. Эонотемы подразделяются на эратемы, или на
геологические группы. Каждая группа (или эратема) делится на системы,
системы подразделяются на отделы, а последние в свою очередь делятся на
ярусы и подчиненные им зоны (табл. 1.1). Ярусам обычно даются
географические названия, а зоны получают латинские наименования по
наиболее характерным для них представителям животных или растений. В
четвертичных отложениях выделяются еще более дробные составные части
— звенья. Системы и многие ярусы могут быть обнаружены на всех
континентах, но большая часть зон имеет только местное значение.
Докембрийскую эонотему по степени метаморфизма относящихся к ней
горных пород делят на архейскую и протерозойскую группы или эратемы,
(называемые также археозой (архей) и протерозой). Протерозойские
отложения подразделяют на три части (которые иногда возводят в ранг
самостоятельных эратем): нижнюю, среднюю и верхнюю. Верхнюю часть
протерозоя часто именуют термином «рифей», а верхнюю часть рифея
называют «венд». Фанерозойская часть стратиграфической шкалы делится на
три группы (или эратемы): палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую.
Каждому подразделению стратиграфической шкалы соответствует
промежуток времени в истории Земли, в течение которого формировались
слои пород этого подразделения. Поэтому стратиграфической шкале
соответствует относительная геохронологическая шкала, в которой
называются промежутки времени, в течение которых формировались те или
иные подразделения стратиграфической шкалы. Интервалы времени
геологической истории, в течение которых формировались эонотемы,
называют эоны. Выделяют два эона – докембрийский (или криптозойский) и
фанерозойский. Эратема — это отложения, сформировавшиеся за одну эру.
Промежуток времени, в течение которого отложились породы любой из
систем, называют период. Отделам, ярусам и зонам соответствуют
промежутки времени, которые называют эпоха, век и время (табл. 1.1).
Таблица 1.1.
Соответствие подразделений стратиграфической и относительной геохронологической
шкал
Стратиграфические подразделения
Геохронологические подразделения
Эонотема
Эратема (группа)
Система
Отдел
Ярус
Зона
Звено
Эон
Эра
Период
Эпоха
Век
Время
Пора
В необходимых случаях в стратиграфическую шкалу вводятся еще
дополнительные единицы: подотделы, подъярусы, подзоны.
Стратиграфическая шкала отражает лишь последовательность
напластования пород и потому может использоваться только для обозначения
относительного возраста различных слоев. Возможность установления
абсолютного возраста пород появилась после открытия радиоизотопных
методов датирования. Измерение абсолютного возраста геологических
образцов, залегающих на разной глубине, привело к появлению абсолютной
геохронологической шкалы (таблица 1.2), в которой приведены времена
начала
и
продолжительности
формирования
слоев,
выделяемых
стратиграфической шкалой.
Таблица 1.2.
Абсолютная геохронологическая шкала
Эра,
Период,
продолжительность продолжительность
ЧЕТВЕРТИЧНЫЙ
ПЕРИОД
1 млн. лет
КАЙНОЗОЙСКАЯ
ЭРА
67 млн. лет
НЕОГЕНОВЫЙ
ПЕРИОД
23 млн. лет
ПАЛЕОГЕНОВЫЙ
ПЕРИОД
43 млн. лет
МЕЛОВОЙ
ПЕРИОД
70 млн. лет
МЕЗОЗОЙСКАЯ
ЭРА
165 млн. лет
Время
начала
периода
1
млн.
лет
25
млн.
лет
67
млн.
лет
137
млн.
лет
60 млн. лет
195
млн.
лет
230
млн.
лет
285
млн.
лет
350
млн.
лет
405
млн.
лет
440
млн.
лет
500
млн.
лет
КЕМБРИЙСКИЙ
ПЕРИОД
570
ЮРСКИЙ
ПЕРИОД
55 млн. лет
ТРИАСОВЫЙ
ПЕРИОД
40 млн. лет
ПЕРМСКИЙ
ПЕРИОД
55 млн. лет
КАМЕННОУГОЛЬНЫЙ
ПЕРИОД
65 млн. лет
ДЕВОНСКИЙ
ПЕРИОД
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ
ЭРА
55 млн. лет
345 млн. лет
СИЛУРИЙСКИЙ
ПЕРИОД
35 млн. лет
ОРДОВИКСКИЙ
ПЕРИОД
Главнейшие
особенности
органического мира
Появление и развитие человека
Развитие млекопитающих и
покрытосеменных растений
Распространение
млекопитающих,
появление насекомых,
приматов
Первые покрытосеменные
растения. Примитивные
млекопитающие. Вымирание
гигантских рептилий,
аммонитов, белемнитов.
Расцвет гигантских рептилий.
Появление птиц. Аммониты,
белемниты. Цикадовые и
хвойные растения.
Рептилии. Аммониты.
Цикадовые, хвойные и
гингковые растения.
Появление рептилий, хвойных
и цикадовых растений.
Вымирание ряда групп
беспозвоночных.
Плауновые и хвощевые древовидные растения. Древовидные
папоротники. Амфибии.
Различные беспозвоночные.
Псилофиты. Панцирные рыбы.
Древние кораллы. Аммониты.
Брахиоподы.
Псилофиты. Панцирные рыбы.
Древние кораллы. Брахиоподы.
Граптолиты.
Трилобиты. Граптолиты.
Водоросли. Трилобиты.
Археоциаты.
70 млн. лет
ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ
ЭРА
2030 млн. лет
АРХЕОЗОЙСКАЯ
ЭРА
900 млн. лет
млн.
лет
2600
млн.
лет
3500
млн.
лет
Водоросли. Беспозвоночные
(медузы, плоские черви,
одиночные и колониальные
полипы).
Зарождение примитивных
форм жизни...
Следует заметить, что продолжительность докембрийского эона
составляет около 5/6 всей геологической истории Земли.
Палеогеновый период кайнозойской эры подразделяют на палеоцен,
эоцен и олигоцен. Неогеновый период кайнозойской эры подразделяют на
миоцен и плиоцен.
Массовое вымирание различных групп организмов происходило в
конце каждой эры. Например, трилобиты исчезли в конце палеозоя, а
динозавры – в конце мезозоя. Причины этих катастроф еще не выяснены. Это
могли быть критические стадии генетической эволюции, пики космического
излучения, выбросы вулканических газов и пепла, а также очень резкие
изменения климата. Имеются доводы в поддержку каждой из этих гипотез.
Однако постепенное исчезновение большого числа семейств и классов
животных и растений к концу каждой эры и появление новых с началом
следующей эры все еще остается одной из загадок геологии.
В годы становления относительной геохронологии все основные
выводы в рамках этой науки строились главным образом на изучении более
или менее крупных и сравнительно высокоорганизованных животных, таких
как моллюски (аммониты (рис. 1.3), белемниты (рис.1.4) и др.), кораллы (рис.
1.5), трилобиты (рис. 1.6), некоторые ракообразные, брахиоподы (рис. 1.7) и
позвоночные. На остатки простейших и других микроскопических
организмов геологи обычно не обращали серьезного внимания, ибо согласно
господствовавшим тогда эволюционным представлениям предполагалось, что
эти животные крайне незначительно изменяются во времени и не могут быть
использованы в качестве указателей возраста отложений.
Рис. 1.3. Аммониты - подкласс головоногих моллюсков со спирально закрученными
раковинами. Близкие родственники наутилусов. Возникли в девонском периоде палеозоя,
вымерли в конце мела (мезозой). Раковины разделены на отдельные камеры со сложно
устроенными перегородками, соединенными специальной трубкой - сифоном. Через сифон
камеры раковины могли быстро наполняться газом или водой, обеспечивая всплытие или
погружение моллюска. Внутри сифона проходил специальный кровеносный сосуд - через
него и проходил обмен газом и жидкостью.
Аммониты были активными хищниками, в толще воды они захватывали
своими длинными щупальцами мелких беспозвоночных, нападая иногда на
червей, других моллюсков и мелкую рыбу. Раковины их покрыты
перламутром, который особенно красив под водой, на воздухе они более
серые. Возможно, яркая окраска перламутра играла какую-то роль в жизни
животного. Может быть, она служила для опознания особей своего вида.
Раковины аммонитов делятся на мономорфные – спирально
закрученные, с различной степенью взаимного перекрытия оборотов, и
гетероморфные – «нестандартной» формы – загнутые на конце крючком,
скрученные в клубок, с несоприкасающимися оборотами. Раковины
аммонитов достигали двух метров.
Аммониты очень быстро эволюционировали, видоизменялись и были
широко распространены - по ним очень легко отличать одни геологические
слои от других. Такие окаменелости, по которым можно разделять слои,
называются "руководящие ископаемые".
Рис. 1.4. На фотографии изображены ростры белемнитов. Белемниты - полностью
вымерший отряд головоногих моллюсков. Родственны современным осьминогам,
каракатицам и кальмарам, обладали мощной внутренней раковиной - ростром. Ростры
иногда называют "чертов палец". У современных кальмаров и каракатиц внутренняя
раковина редуцирована до тонких пластинок, а у белемнитов это была именно раковина,
причем довольно мощная. Ростр белемнита находился на конце мягкого тела и служил
балластом для того, чтобы животное не переворачивалось и не виляло во время движения
(быстрое реактивное движение осуществлялось задним концом вперёд за счёт
выбрасывания воды). На некоторых рострах можно рассмотреть отпечатки кровеносных
сосудов, что доказывает их внутреннее расположение в теле моллюска.
Время распространения белемнитов - карбон - мел. Белемниты были
активными хищниками. Судя по количеству ростров в юрских слоях, они
вели образ жизни, похожий на образ жизни современных кальмаров – плавали
огромными стаями, состоящими из особей одного размера и возраста. Как и
аммониты, в основном они не пережили эпоху вымирания в конце мезозоя.
Хотя один из немногочисленных родов белемнитов жил еще в палеогене, но
это уже были явно последние представители отряда.
Белемниты часто встречаются в юрских глинах вместе с аммонитами,
но лучше сохраняются благодаря большей прочности.
Рис 1.5.1. Большинство кораллов имеет известковые скелеты самой разной формы
Рис. 1.5.2. Колонии кораллов
Рис. 1.5.3. Колонии кораллов над океанской бездной
Рис. 1.6.1. Модельная реконструкция трилобита
Рис. 1.6.2. Окаменевшие остатки трилобита
Рис. 1.7. Раковины брахиопод. Брахиоподы (плеченогие) – такая же неотъемлемая
составляющая морской палеофауны палеозоя, как аммониты и белемниты в мезозое.
Брахиоподы - не моллюски, хотя имеют двустворчатую раковину, а самостоятельный тип
морских беспозвоночных раковинных животных типа щупальцевых. Они родственны
мшанкам, хотя на первый взгляд между ними мало общего. Как правило, они
прикрепляются ко дну толстой мускулистой ножкой (стебельком). Являются
фильтраторами по типу питания. Створки раковины у брахиопод разные, их называют
брюшная и спинная. Это отличает их от моллюсков, у которых створки раковин - правая и
левая, симметричны друг другу. У брахиопод симметричны правая и левая части одной
створки. Размер их редко превышает 7-10 сантиметров.
Существуют с раннего Палеозоя, были очень широко распространены в
девоне и карбоне (каменноугольном периоде), в настоящее время
представлены на Земле только 200 видами. Теперь они столь редки, что
многие ничего не слышали про этих обитателей моря. Теперь их
экологические ниши заняты двустворчатыми моллюсками.
Однако при бурении скважин часто бывает совершенно невозможно
обнаружить в тонком столбике (керне) поднятой на поверхность породы
какие-либо признаки крупноразмерной фауны. А если остатки таких
животных и имеются - то это часто разрезанные буром фрагменты,
определить которые удается далеко не всегда. Поэтому пришлось обратить
внимание и на те организмы, которые раньше считались бесперспективными
для стратиграфии.
Одной из первых групп организмов, которая особенно заинтересовала
геологов, были фораминиферы (рис. 1.8). Это небольшие простейшие
животные из класса корненожек, которые и в настоящее время населяют
огромные площади морского дна. Одни из них имеют шарообразную форму,
другие - звездчатую, третьи - линзовидную. Фораминиферы чаще всего
обитают в таких местах, где их хрупкая раковина может найти защиту от
действия волн. На мелководье они более сохранны среди водорослей и даже
находят убежище в теле губок. Течениями фораминиферы могут уноситься на
большое расстояние от берегов морей и океанов. Пробы глубоководного
грунта, взятые из самых разных морей земного шара, почти всегда содержат
раковины фораминифер. Их скелеты составляют основную массу
океанического ила. Как в палеозойскую, так и в мезозойскую эру
фораминиферы играли огромную роль в накоплении донных океанических
осадков. Еще большее количество их раковин содержится в отложениях
кайнозойского возраста. Изучение морфологического строения этих
простейших показало их быструю эволюцию во времени. Определив виды и
роды фораминифер, встреченных в керне скважины, можно уверенно судить
об относительном возрасте вмещающих их горных пород.
Рис. 1.8. Класс фораминиферы – это весьма многочисленная группа
одноклеточных
простейших,
относящихся
к
типу
саркодовых.
Преимущественно морские организмы, известны с кембрия и вполне успешно
существуют до нашего времени. Большая часть фораминифер строит
раковинки самой разнообразной формы – от шарообразных до спиральных.
Имеют большое геологическое значение – из их раковинок формировались
фораминиферовые известняки.
Самые известные из фораминифер – отряды Fusulinida и Nummulitida.
Первые существовали в палеозое – с карбона по пермь и были весьма
многочисленны. Их раковины, похожие по форме и размеру на рисовые
зернышки, находят в больших количествах в известняках каменноугольного
периода. А нуммулитиды знамениты тем, что в палеогеновом периоде их
спирально-закрученные раковинки достигали 10 сантиметров в диаметре. Это
очень большой размер для одноклеточного организма.
В некоторые периоды геологической истории раковин этих животных
накапливалось на дне морей так много, что они образовывали мощные пласты
толщиной до нескольких сотен метров. Горные породы, почти полностью
состоящие из скелетов фораминифер, даже получили название по
преобладающим формам этих организмов. Таковы, например, известняки,
названные альвеолиновыми, встречающиеся на западе Франции и к востоку
от Адриатического моря. Другой тип известняка - нуммулитовый прослеживается в широкой полосе, лежащей от Альп и Южного
Средиземноморья до Гималаев.
Интересно, что еще до того как фораминиферы были обнаружены
биологами в современных морях, уже были известны их ископаемые остатки.
Еще двадцать веков назад древнегреческий географ Страбон отмечал, что в
Египте в большом количестве встречаются мелкие плоские камни, которые
египтяне считают окаменевшей чечевицей. Впоследствии было выяснено, что
эта «чечевица» представляет собой панцири фораминифер. И только в XX
столетии фораминиферы стали рассматриваться как маркеры пластов
стратиграфической шкалы.
С годами методы изучения микроскопических окаменелостей все более
совершенствовались. В настоящее время микропалеонтология ‒ ветвь
палеонтологии, занимающаяся исследованием остатков мелких организмов,
‒ играет одну из ведущих ролей в стратиграфических изысканиях. Из осадка,
получающегося при размачивании образцов мягких горных пород в воде,
могут быть в большом числе извлечены мельчайшие панцири простейших и
ракообразных. Более твердые породы предварительно кипятят в растворе
глауберовой соли либо протравливают слабыми кислотами. В результате
даже из небольшого количества породы (несколько десятков граммов)
удается выделить самые разнообразные остатки организмов: мелкие
раковинки брахиопод и фораминифер, хитиновые останки червей,
кремнистые иглы губок, членики морских лилий, отолиты костистых рыб.
Скалы, сложенные яшмой, кремнистые сланцы и древние
вулканогенные толщи дают для микропалеонтологии еще один объект
исследования. Это радиолярии, или лучевики (рис. 1.9), - микроскопические
одноклеточные организмы, отличающиеся необычайной красотой своих
кремневых скелетов. Изящные игольчатые, башенковидные и шарообразные
скелеты радиолярий, напоминающие то звезды или снежинки, то
фантастические архитектурные конструкции, можно встретить в донных
осадках всех океанов на самых разных глубинах. Местами, например, на дне
Тихого океана на глубинах от 3000 до 8000 м, ил состоит на 80, а то и на
100% из скелетов погибших радиолярий. Известно не менее 5000 различных
видов радиолярий. Как выяснилось, они встречаются во всех типах морских
осадков, начиная с кембрия, и позволяют различать отложения с точностью
до яруса.
Рис. 1.9.1. Основу скелета радиолярий образуют соли кремния
Рис.1.9.2. Многие массивы известняков состоят большей частью из скелетов
радиолярий
Все более вовлекаются в сферу стратиграфических исследований,
особенно при расчленении кайнозойских отложений, остатки гастропод
(брюхоногих моллюсков). При определении относительного возраста
карбонатных образовании заметно возросло значение иглокожих. Оказалось,
что остатки морских ежей и морских лилий могут быть с успехом
использованы не только для детального подразделения слоев известняковых
пород, но и при сопоставлении удаленных друг от друга разрезов. Не менее
перспективными для стратиграфии могут стать загадочные группы животных
‒ хиолиты, представляющие собой небольшие планктонные организмы,
известные из кембрийских отложений, а также микроскопические хитинозои,
следы существования которых сохранились в виде массивных скоплений
хитиновых оболочек, напоминающих крохотные сосуды всевозможной
формы. Широкое географическое распространение этих организмов и их
быстрое изменение во времени придают им стратиграфическую ценность.
Достаточно значимые стратиграфические результаты можно получить,
изучая строматолиты - прикрепленные ко дну слоистые образования в форме
пластов, столбиков, желваков и караваев, возникшие на мелководных
участках соленых и опресненных бассейнов в результате жизнедеятельности
сине-зеленых водорослей и бактерий. Строматолиты нельзя назвать
окаменелостями в общепринятом смысле этого слова, поскольку кроме
органических структур в их создании не меньшее участие принимали
продукты химического и механического осаждения карбонатных пород.
Весьма важен для стратиграфии метод, получивший название споровопыльцевого. При спорово-пыльцевом анализе исследуют ископаемые остатки
пыльцы семенных растений и спор, принадлежащих древним споровым,
таким как мхи, плауны, папоротники. Ветер и водные потоки разносят
мириады этих микрообразований по поверхности Земли. Одни из них
оказываются в составе осадочных пород на суше, другие попадают на дно
водных бассейнов. Внутренние части пыльцы и спор со временем
разрушаются. Зато плотные внешние их оболочки превосходно сохраняются в
ископаемом состоянии. Ископаемые споры обнаруживаются в слоях пород,
по меньшей мере, с кембрия. Впервые примененный для уточнения истории
современных лесов и торфяников спорово-пыльцевой метод теперь широко
используется при определении возраста осадочных пород.
Иногда, чаще всего в морских отложениях, вместе со спорами и
пыльцой растений встречаются микроскопические организмы - перидинеи и
акритархи. Установлено, что перидинеи представляют собой ископаемые
остатки динофлагеллят (или жгутиковых) - одноклеточных существ,
имеющих признаки как растений, так и животных. Что же такое акритархи пока не вполне выяснено. Одни исследователи считают их мелкими
колониальными животными, другие - яйцами ракообразных, водорослями или
даже динофлагеллятами, облеченными в цисту (оболочка, которой окружают
себя некоторые организмы, попадая в неблагоприятные условия). Но хотя
природа этих микрофоссилий продолжает еще оставаться неясной, их обилие
и широкое распространение способствуют решению вопроса о возрасте пород
и условиях их образования. Вместе с акритархами и динофлагеллятами
предметом стратиграфических исследований стали также диатомовые и
золотистые водоросли. Все эти четыре группы палеонтологических объектов
объединяются под общим названием «нанопланктон».
1.4. Очерк исторической геологии (факультативный материал)
Архейская эра. Наиболее древние горные породы, обнажающиеся на
поверхности материков, образовались в архейскую эру. Распознавание этих
пород затруднено, поскольку их выходы в большинстве случаев перекрыты
мощными толщами более молодых пород. Там, где эти породы обнажаются,
они уже настолько метаморфизованы, что зачастую нельзя восстановить их
исходный характер. Во время многочисленных продолжительных этапов
денудации были разрушены мощные толщи этих пород, а сохранившиеся
содержат очень мало ископаемых организмов и поэтому их корреляция
затруднительна или вообще невозможна. Интересно отметить, что самые
древние известные архейские породы, вероятно, представляют собой сильно
метаморфизованные осадочные породы, а более древние породы, перекрытые
ими, были расплавлены и разрушены в результате многочисленных
магматических интрузий. Поэтому следы первичной земной коры до сих пор
не обнаружены.
В Северной Америке имеются два больших ареала выходов на
поверхность архейских пород. Первый из них – Канадский щит – расположен
в центральной Канаде по обе стороны Гудзонова залива. Хотя местами
архейские породы перекрыты более молодыми, на большей части территории
Канадского щита они слагают дневную поверхность. Древнейшие известные
в этом районе породы представлены мраморами, аспидными и
кристаллическими сланцами, переслаивающимися с лавами. Первоначально
здесь были отложены известняки и глинистые сланцы, впоследствии
запечатанные лавами. Затем эти породы испытали воздействие мощных
тектонических движений, которые сопровождались крупными гранитными
интрузиями. В конечном итоге толщи осадочных пород подверглись
сильному метаморфизму. После длительного периода денудации эти сильно
метаморфизованные породы местами были выведены на поверхность, но
общий фон в них составляют граниты. Выходы архейских пород имеются
также в Скалистых горах (Северная Америка) , где слагают гребни многих
хребтов и отдельные вершины, например Пайкс-Пик. Более молодые породы
там разрушены денудацией.
В Европе архейские породы обнажаются на территории Балтийского
щита в пределах Норвегии, Швеции, Финляндии и России. Здесь они
представлены гранитами и сильно метаморфизованными осадочными
породами. Такие же выходы архейских пород имеются на юге и юго-востоке
Сибири, в Китае, западной Австралии, Африке и на северо-востоке Южной
Америки. Древнейшие следы жизнедеятельности бактерий и колоний
одноклеточных сине-зеленых водорослей Collenia были обнаружены в
архейских породах южной Африки (Зимбабве) и провинции Онтарио
(Канада).
Протерозойская эра. В начале протерозоя после длительного периода
денудации суша была в значительной степени разрушена, отдельные части
материков испытали погружение и были затоплены мелководными морями, а
некоторые низменные котловины начали заполняться континентальными
отложениями. В Северной Америке самые значительные выходы
протерозойских пород имеются в четырех районах. Первый из них
расположен в южной части Канадского щита, где мощные толщи глинистых
сланцев и песчаников рассматриваемого возраста обнажаются вокруг оз.
Верхнего и северо-восточнее оз. Гурон. Эти породы имеют как морское, так и
континентальное происхождение. Их распределение указывает на то, что
положение мелководных морей на протяжении протерозоя значительно
менялось. Во многих местах морские и континентальные осадки
переслаиваются с мощными лавовыми толщами. Периоды осадконакопления
прерывались тектоническими движениями земной коры, при этом
протерозойские породы претерпевали складкообразование и формировались
крупные горные системы. В предгорных районах к востоку от Аппалачей
имеются многочисленные выходы протерозойских пород. Первоначально они
отлагались в виде пластов известняков и глинистых сланцев, а затем во время
орогенеза (горообразования) метаморфизовались и превратились в мраморы,
аспидные и кристаллические сланцы. В районе Большого каньона мощная
толща протерозойских песчаников, глинистых сланцев и известняков
несогласно перекрывает архейские породы. В северной части Скалистых гор
была отложена толща протерозойских известняков мощностью около 4600 м.
Хотя протерозойские образования в этих районах испытали воздействие
тектонических движений и были смяты в складки и разбиты разломами, эти
подвижки были недостаточно интенсивными и не могли привести к
метаморфизации пород. Поэтому там сохранились исходные осадочные
текстуры.
В Европе значительные выходы протерозойских пород имеются в
пределах Балтийского щита. Они представлены сильно метаморфизованными
мраморами и аспидными сланцами. На северо-западе Шотландии мощная
толща протерозойских песчаников перекрывает архейские граниты и
кристаллические сланцы. Обширные выходы протерозойских пород
встречаются на западе Китая, в центральной Австралии, южной Африке и
центральной части Южной Америки. В Австралии указанные породы
представлены мощной толщей неметаморфизованных песчаников и
глинистых сланцев, а в восточной Бразилии и южной Венесуэле – сильно
метаморфизованными аспидными и кристаллическими сланцами.
Ископаемые сине-зеленые водоросли Collenia весьма широко
распространены на всех материках в неметаморфизованных известняках
протерозойского возраста, где также обнаружены немногочисленные обломки
раковин примитивных моллюсков. Однако остатки животных очень редки, и
это свидетельствует о том, что большинство организмов отличалось
примитивным строением и еще не имело твердых оболочек, которые
сохраняются в ископаемом состоянии. Хотя следы ледниковых периодов
фиксируются для ранних этапов истории Земли, обширное оледенение,
имевшее почти глобальное распространение, достаточно надежно отмечается
только в самом конце протерозоя.
Палеозойская эра. После того, как суша пережила длительный период
денудации в конце протерозоя, некоторые ее территории испытали
прогибание и были затоплены мелководными морями. В результате
денудации возвышенных участков осадочный материал сносился водными
потоками в геосинклинали, где накопились толщи палеозойских осадочных
пород мощностью более 12 км. В Северной Америке в начале палеозойской
эры образовались две крупные геосинклинали. Одна из них, называемая
Аппалачской, протянулась от северной части Атлантического океана через
юго-восточную Канаду и далее на юг к Мексиканскому заливу вдоль оси
современных Аппалачей. Другая геосинклиналь соединяла Северный
Ледовитый океан с Тихим, проходя несколько восточнее Аляски на юг через
восточную часть Британской Колумбии и западную часть Альберты, далее
через восточную Неваду, западную Юту и южную Калифорнию. Таким
образом, Северная Америка была разделена на три части. В отдельные
периоды палеозоя ее центральные районы отчасти затоплялись и обе
геосинклинали соединялись мелководными морями. В другие периоды в
результате изостатических поднятий суши или колебаний уровня Мирового
океана происходили морские регрессии, и тогда в геосинклиналях
откладывался материал, смытый из сопредельных возвышенных районов.
Сходные условия существовали в палеозое и на других материках. В
Европе огромные моря периодически затопляли Британские о-ва, территории
Норвегии, Германии, Франции, Бельгии и Испании, а также обширную
область Восточно-Европейской равнины от Балтийского моря до Уральских
гор. Крупные выходы палеозойских пород имеются также в Сибири, Китае и
северной Индии. Они являются коренными породами в большинстве районов
восточной Австралии, северной Африки, а также в северных и центральных
районах Южной Америки.
Палеозойская эра делится на шесть периодов неодинаковой
продолжительности,
чередующихся
с
кратковременными
этапами
изостатических поднятий или морских регрессий, во время которых в
пределах материков осадкообразование не происходило.
Кембрийский период – самый ранний период палеозойской эры,
названный по латинскому названию Уэльса (Камбрия), где впервые были
изучены породы этого возраста. В Северной Америке в кембрии обе
геосинклинали были затоплены, а во второй половине кембрия центральная
часть материка занимала столь низкое положение, что оба прогиба
соединялись мелководным морем и там накапливались слои песчаников,
глинистых сланцев и известняков. В Европе и Азии происходила крупная
морская трансгрессия. Эти части света были в значительной степени
затоплены. Исключение составляли три крупных обособленных массива суши
(Балтийский щит, Аравийский п-ов и южная Индия) и ряд небольших
изолированных участков суши в южной Европе и южной Азии. Менее
крупные морские трансгрессии происходили в Австралии и центральной
части Южной Америки. Кембрий отличался довольно спокойными
тектоническими обстановками.
В отложениях этого периода сохранились первые многочисленные
ископаемые, свидетельствующие о быстром развитии жизни на Земле. Хотя
наземные растения или животные не отмечены, мелководные
эпиконтинентальные моря и затопленные геосинклинали изобиловали
многочисленными беспозвоночными животными и водными растениями.
Наиболее необычные и интересные животные того времени – трилобиты,
класс вымерших примитивных членистоногих, были широко распространены
в кембрийских морях (рис.1.10). Их известково-хитиновые панцири
обнаружены в породах этого возраста на всех материках. Кроме того,
существовало много типов плеченогих (брахиопод), моллюсков и других
беспозвоночных. Таким образом, в кембрийских морях присутствовали все
основные формы беспозвоночных организмов (за исключением кораллов,
мшанок и пелеципод). В конце кембрийского периода бóльшая часть суши
испытала поднятие и произошла кратковременная морская регрессия.
Рис. 1.10. Окаменевшие остатки скопления трилобитов
Ордовикский период – второй период палеозойской эры
(называющийся по имени кельтского племени ордовиков, населявшего
территорию Уэльса). В этот период материки снова испытали прогибание, в
результате чего геосинклинали и низменные котловины превратились в
мелководные моря. В конце ордовика около 70% территории Северной
Америки было затоплено морем, в котором отложились мощные толщи
известняков и глинистых сланцев. Морем были покрыты также значительные
территории Европы и Азии, частично – Австралия и центральные районы
Южной Америки.
Все кембрийские беспозвоночные продолжали развиваться и в
ордовике. Кроме того, появились кораллы, пелециподы (двустворчатые
моллюски), мшанки и первые позвоночные. В Колорадо в ордовикских
песчаниках обнаружены фрагменты самых примитивных позвоночных –
бесчелюстных (остракодерм), у которых отсутствовали настоящие челюсти и
парные конечности, а передняя часть тела была покрыта костными
пластинками, образующими защитный панцирь.
На основе палеомагнитного изучения пород установлено, что на
протяжении большей части палеозоя Северная Америка располагалась в
экваториальной зоне. Ископаемые организмы и широко распространенные
известняки этого времени свидетельствуют о господстве в ордовике теплых
мелководных морей. Австралия располагалась близ Южного полюса, а
северо-западная Африка – в районе самого полюса, что подтверждается
запечатлевшимися в ордовикских породах Африки признаками широкого
распространения оледенения.
В конце ордовикского периода в результате тектонических движений
происходили поднятие материков и морская регрессия. Местами коренные
кембрийские и ордовикские породы испытали процесс складкообразования,
который сопровождался ростом гор. Этот древнейший этап орогенеза носит
название каледонской складчатости.
Силурийский период. Впервые породы этого периода были изучены
также в Уэльсе (название периода происходит от кельтского племени
силуров, населявшего этот регион).
После
тектонических
поднятий,
ознаменовавших
окончание
ордовикского периода, наступил денудационный этап, а затем в начале
силура материки снова испытали прогибание, а моря затопили низменные
районы. В Северной Америке в раннем силуре площадь морей существенно
сократилась, однако в среднем силуре они заняли почти 60% ее территории.
Сформировалась мощная толща морских известняков ниагарской формации,
получившей свое название от Ниагарского водопада, порог которого она
слагает. В позднем силуре площади морей сильно сократились. В полосе,
простирающейся от современного штата Мичиган до центральной части
штата Нью-Йорк, накапливались мощные соленосные пласты.
В Европе и Азии силурийские моря были широко распространены и
занимали почти те же территории, что и кембрийские моря. Незатопленными
оставались те же изолированные массивы, что и в кембрии, а также
значительные территории северного Китая и Восточной Сибири. В Европе
мощные известняковые толщи накапливались по периферии южной
оконечности Балтийского щита (в настоящее время они частично затоплены
Балтийским морем). Небольшие моря были распространены в восточной
Австралии, северной Африке и в центральных районах Южной Америки.
В силурийских породах обнаружены, в общем, те же основные
представители органического мира, что и в ордовикских. Наземные растения
в силуре еще не появились. Среди беспозвоночных гораздо более обильными
стали кораллы, в результате жизнедеятельности которых во многих районах
сформировались массивные коралловые рифы. Трилобиты, столь
характерные для кембрийских и ордовикских пород, утрачивают свое
доминирующее значение: их становится меньше как в количественном, так и
видовом отношениях. В конце силура появилось множество крупных водных
членистоногих, называемых эвриптеридами, или ракоскорпионами.
Силурийский период в Северной Америке завершился без крупных
тектонических подвижек. Однако в Западной Европе в это время образовался
пояс каледонид. Эта горная цепь простиралась на территории Норвегии,
Шотландии и Ирландии. Орогенез происходил также в северной Сибири, в
результате чего ее территория была так высоко поднята, что больше уже
никогда не затоплялась.
Девонский период назван по имени графства Девон в Англии, где
впервые были изучены породы этого возраста. После денудационного
перерыва отдельные районы материков снова испытали погружение и были
затоплены мелководными морями. В северной Англии и частично в
Шотландии молодые каледониды препятствовали проникновению моря.
Однако их разрушение привело к накоплению мощных толщ терригенных
песчаников в долинах предгорных рек. Эта формация древних красных
песчаников известна хорошо сохранившимися ископаемыми рыбами. Южная
Англия в это время была покрыта морем, в котором отлагались мощные
толщи известняков. Значительные территории на севере Европы были тогда
затоплены морями, в которых накапливались слои глинистых сланцев и
известняков. При врезании Рейна в эти толщи в районе массива Эйфель
образовались живописные утесы, которые поднимаются по берегам долины.
Девонские моря покрывали многие районы европейской части России,
южной Сибири и южного Китая. Обширный морской бассейн затопил
центральную и западную Австралию. Эта территория не покрывалась морем с
кембрийского периода. В Южной Америке морская трансгрессия
распространилась на некоторые центральные и западные районы. Кроме того,
существовал узкий субширотный прогиб в Амазонии. В Северной Америке
очень широко распространены девонские породы. На протяжении большей
части этого периода существовали два крупных геосинклинальных бассейна.
В среднем девоне морская трансгрессия распространилась на территорию
современной долины р. Миссисипи, где накопилась многослойная толща
известняков.
В верхнем девоне мощные горизонты сланцев и песчаников
сформировались в восточных районах Северной Америки. Эти обломочные
толщи соответствуют этапу горообразования, начавшемуся в конце среднего
девона и продолжавшемуся до окончания этого периода. Горы простирались
вдоль восточного крыла Аппалачской геосинклинали (от современных юговосточных районов США до юго-восточной Канады). Этот регион был сильно
поднят, его северная часть претерпела складкообразование, затем там
произошли обширные гранитные интрузии. Этими гранитами сложены горы
Уайт-Маунтинс в Нью-Гэмпшире, Стоун-Маунтин в Джорджии и ряд других
горных сооружений. Верхнедевонские, т.н. Акадские, горы были
переработаны денудационными процессами. В результате к западу от
Аппалачской геосинклинали накопилась слоистая толща песчаников,
мощность которых местами превышает 1500 м. Они широко представлены в
районе гор Кэтскилл, откуда и пошло название песчаников Кэтскилл. В
меньших масштабах горообразование в это же время проявилось в некоторых
районах Западной Европы. Орогенез и тектонические поднятия земной
поверхности послужили причиной морской регрессии в конце девонского
периода.
В девоне произошли некоторые важные события в эволюции жизни на
Земле. Во многих районах земного шара были обнаружены первые
бесспорные находки наземных растений. Так, например, в окрестностях
Гилбоа (шт. Нью-Йорк) было найдено много видов папоротникообразных,
включая гигантские древовидные.
Среди беспозвоночных были широко распространены губки, кораллы,
мшанки, брахиоподы и моллюски. Существовало несколько типов
трилобитов, хотя их численность и видовое разнообразие значительно
сократились по сравнению с силуром. Девон часто называют «веком рыб»
благодаря пышному расцвету этого класса позвоночных. Хотя еще
существовали примитивные бесчелюстные, преобладать стали более
совершенные формы. Акулообразные рыбы достигали в длину 6 м. В это
время появились двоякодышащие рыбы, у которых плавательный пузырь
трансформировался в примитивные легкие, что позволяло им существовать
какое-то время на суше, а также кистеперые и лучеперые. В верхнем девоне
обнаружены
первые
следы
наземных
животных
–
крупных
саламандроподобных
земноводных,
называемых
стегоцефалами.
Особенности скелета показывают, что они развились из двоякодышащих рыб
путем дальнейшего усовершенствования легких и видоизменения плавников
и превращения их в конечности.
Каменноугольный период. После некоторого перерыва материки снова
испытали погружение и их низменные участки превратились в мелководные
моря. Так начался каменноугольный период, получивший свое название по
широкому распространению угольных залежей как в Европе, так и в
Северной Америке. В Америке его ранний этап, характеризовавшийся
морскими обстановками, раньше называли миссисипским по мощной толще
известняков, сформировавшейся в пределах современной долины р.
Миссисипи, а теперь его относят к нижнему отделу каменноугольного
периода.
В Европе на протяжении всего каменноугольного периода территории
Англии, Бельгии и северной Франции были большей частью затоплены
морем, в котором сформировались мощные горизонты известняков.
Затоплялись также некоторые районы южной Европы и южной Азии, где
отложились мощные слои глинистых сланцев и песчаников. Некоторые из
этих горизонтов имеют континентальное происхождение и содержат много
ископаемых остатков наземных растений, а также вмещают угленосные
пласты. Поскольку нижнекаменноугольные формации мало представлены в
Африке, Австралии и Южной Америке, можно предполагать, что эти
территории находились преимущественно в субаэральных условиях. Кроме
того, имеются свидетельства широкого распространения там материкового
оледенения.
В Северной Америке Аппалачскую геосинклиналь с севера
ограничивали Акадские горы, а с юга, со стороны Мексиканского залива, в
нее проникало Миссисипское море, которое заливало и долину Миссисипи.
Небольшие морские бассейны занимали некоторые участки на западе
материка. В районе долины Миссисипи накапливалась многослойная толща
известняков и сланцев. Один из этих горизонтов, т.н. индианский известняк,
или спергенит, является хорошим строительным материалом. Он
использовался при сооружении многих правительственных зданий в
Вашингтоне.
В конце каменноугольного периода в Европе широко проявилось
горообразование. Цепи гор простирались от южной Ирландии через южную
Англию и северную Францию в южную Германию. Этот этап орогенеза
называют герцинским, или варисцийским. В Северной Америке локальные
поднятия происходили в конце миссисипского периода. Эти тектонические
движения сопровождались морской регрессией, развитию которой
способствовали также оледенения южных материков.
В целом органический мир нижнекаменноугольного (или
миссисипского) времени был таким же, как и в девоне. Однако, помимо
большего разнообразия типов древовидных папоротников, флора
пополнилась древовидными плаунами и каламитовыми (древовидными
членистостебельными класса хвощей). Беспозвоночные в основном были
представлены теми же формами, что и в девоне. В миссисипское время стали
более обычными морские лилии – донные животные, по форме сходные с
цветком. Среди ископаемых позвоночных многочисленны акулоподобные
рыбы и стегоцефалы.
В начале позднекаменноугольного времени (в Северной Америке –
пенсильванского) условия на материках стали быстро меняться. Как следует
из значительно более широкого распространения континентальных осадков,
моря занимали меньшие пространства. Северо-западная Европа бóльшую
часть этого времени находилась в субаэральных условиях. Обширное
эпиконтинентальное Уральское море широко распространилось в северной и
центральной России, а крупная геосинклиналь простиралась через южную
Европу и южную Азию (современные Альпы, Кавказ и Гималаи расположены
вдоль ее оси). Этот прогиб, именующийся геосинклиналью, или морем,
Тетис, существовал на протяжении ряда последующих геологических
периодов.
На территории Англии, Бельгии и Германии простирались
низменности. Здесь в результате небольших колебательных движений земной
коры происходило чередование морских и континентальных обстановок.
Когда море отступало, формировались низменные заболоченные ландшафты
с лесами из древовидных папоротников, древовидных плаунов и
каламитовых. При наступании морей осадочные образования перекрывали
леса, уплотняя древесные остатки, которые превращались в торф, а затем в
уголь. В позднекаменноугольное время на материках Южного полушария
распространилось покровное оледенение. В Южной Америке в результате
морской трансгрессии, проникавшей с запада, была затоплена бóльшая часть
территории современных Боливии и Перу.
В раннепенсильванское время в Северной Америке Аппалачская
геосинклиналь замкнулась, утратила связь с Мировым океаном, и в
восточных и центральных районах США накапливались терригенные
песчаники. В середине и конце этого периода во внутренних районах
Северной Америки (так же, как в Западной Европе) преобладали
низменности. Здесь мелководные моря периодически уступали место
болотам, в которых накапливались мощные торфяные залежи, впоследствии
трансформировавшиеся
в
крупные
угольные
бассейны,
которые
простираются от Пенсильвании до восточного Канзаса. Некоторые западные
районы Северной Америки заливались морем на протяжении большей части
этого периода. Там отлагались слои известняков, сланцев и песчаников.
Широкое распространение субаэральных обстановок в значительной
мере способствовало эволюции наземных растений и животных. Гигантские
леса из древовидных папоротников и плаунов покрывали обширные
заболоченные низменности. Эти леса изобиловали насекомыми и
паукообразными. Один из видов насекомых, самый крупный в геологической
истории, был похож на современную стрекозу, но имел размах крыльев около
75 см. Значительно большего видового разнообразия достигли стегоцефалы.
Некоторые превышали в длину 3 м. Только в Северной Америке в болотных
отложениях пенсильванского времени было обнаружено более 90 видов этих
гигантских земноводных, имевших сходство с саламандрами. В этих же
породах были найдены остатки древнейших пресмыкающихся. Однако из-за
фрагментарности находок трудно составить полное представление о
морфологии этих животных. Вероятно, эти примитивные формы были
похожи на аллигаторов.
Пермский период. Изменения природных условий, начавшиеся в
позднекаменноугольное время, еще больше проявились в пермском периоде,
завершившем палеозойскую эру. Его название происходит от Пермской
области в России. В начале этого периода море занимало Уральскую
геосинклиналь – прогиб, следовавший параллельно простиранию
современных Уральских гор. Мелководное море периодически покрывало
некоторые районы Англии, северной Франции и южной Германии, где
накапливались слоистые толщи морских и континентальных осадков –
песчаников, известняков, глинистых сланцев и каменной соли. Море Тетис
существовало на протяжении большей части периода, и в районе северной
Индии и современных Гималаев образовалась мощная толща известняков.
Пермские отложения большой мощности представлены в восточной и
центральной Австралии и на островах Южной и Юго-Восточной Азии. Они
широко распространены в Бразилии, Боливии и Аргентине, а также в южной
Африке.
Многие пермские формации в северной Индии, Австралии, Африке и
Южной Америке имеют континентальное происхождение. Они представлены
уплотненными
ледниковыми
отложениями,
а
также
широко
распространенными водно-ледниковыми песками. В Центральной и Южной
Африке этими породами начинается мощная толща континентальных
отложений, известная как серия кару.
В Северной Америке пермские моря занимали меньшую площадь по
сравнению с предыдущими периодами палеозоя. Главная трансгрессия
распространялась из западной части Мексиканского залива на север через
территорию Мексики и проникла в южные районы центральной части США.
Центр этого эпиконтинентального моря располагался в пределах
современного штата Нью-Мексико, где сформировалась мощная толща
известняков серии кэпитен. Благодаря деятельности подземных вод эти
известняки приобрели сотовую структуру, особенно ярко выраженную в
знаменитых Карлсбадских пещерах (шт. Нью-Мексико, США). Восточнее, в
Канзасе и Оклахоме, отложились прибрежные фации красных глинистых
сланцев. В конце перми, когда площадь, занятая морем, значительно
сократилась, сформировались мощные соленосные и гипсоносные толщи.
В конце палеозойской эры, отчасти в каменноугольном периоде и
отчасти – в пермском, во многих районах начался орогенез. Мощные толщи
осадочных пород Аппалачской геосинклинали были смяты в складки и
разбиты разломами. В результате образовались горы Аппалачи. Этот этап
горообразования в Европе и Азии называют герцинским, или варисцийским, а
в Северной Америке – аппалачским.
Растительный мир пермского периода был такой же, как и во второй
половине каменноугольного. Однако растения имели меньшие размеры и не
были так многочисленны. Это указывает на то, что климат пермского периода
стал холоднее и суше. Беспозвоночные животные перми были унаследованы
от предыдущего периода. Большой скачок произошел в эволюции
позвоночных. На всех материках континентальные отложения пермского
возраста содержат многочисленные остатки пресмыкающихся, достигавших в
длину 3 м. Все эти предки мезозойских динозавров отличались примитивным
строением и внешне были похожи на ящериц или аллигаторов, но иногда
имели необычные особенности, например, высокий парусообразный плавник,
протягивающийся от шеи до хвоста вдоль спины, у диметродона. Все еще
многочисленными были стегоцефалы.
В конце пермского периода горообразование, проявившееся во многих
районах земного шара на фоне общего поднятия материков, привело к столь
значительным изменениям окружающей среды, что начали вымирать многие
характерные представители палеозойской фауны. Пермский период был
заключительной стадией существования многих беспозвоночных, особенно
трилобитов.
Мезозойская эра, подразделяемая на три периода, отличалась от
палеозойской преобладанием континентальных обстановок над морскими, а
также составом флоры и фауны. Наземные растения, многие группы
беспозвоночных и особенно позвоночные животные приспособились к новым
обстановкам и претерпели существенные изменения.
Триасовый период открывает мезозойскую эру. Его название
происходит от греч. trias (троица) в связи с четким трехчленным строением
толщи отложений этого периода в северной Германии. В основании толщи
залегают красноцветные песчаники, в середине – известняки, а вверху –
красноцветные песчаники и глинистые сланцы. На протяжении триаса
значительные территории Европы и Азии были заняты озерами и
мелководными морями. Эпиконтинентальное море покрывало Западную
Европу, причем его береговая линия прослеживается на территории Англии.
В
этом
морском
бассейне
и
накапливались
вышеупомянутые
стратотипические осадки. Песчаники, залегающие в нижней и верхней частях
толщи, отчасти имеют континентальное происхождение. Другой триасовый
морской бассейн проникал на территорию северной России и
распространялся к югу по Уральскому прогибу. Огромное море Тетис тогда
покрывало примерно такую же территорию, как и в позднекаменноугольное и
пермское время. В этом море накопилась мощная толща доломитовых
известняков, которыми сложены Доломитовые Альпы северной Италии. На
юге центральной Африки триасовый возраст имеет бóльшая часть верхней
толщи континентальной серии кару. Эти горизонты известны обилием
ископаемых остатков пресмыкающихся. В конце триаса на территории
Колумбии, Венесуэлы и Аргентины образовались покровы алевритов и
песков континентального генезиса. Пресмыкающиеся, найденные в этих
слоях, обнаруживают удивительное сходство с фауной серии кару в южной
Африке.
В Северной Америке триасовые породы не так широко распространены,
как в Европе и Азии. Продукты разрушения Аппалачей – красноцветные
континентальные пески и глины – накапливались во впадинах,
расположенных восточнее этих гор и испытывавших погружение. Эти
отложения, переслаивающиеся с горизонтами лавы и пластовыми
интрузиями, разбиты разломами и имеют падение к востоку. В Ньюаркском
бассейне в Нью-Джерси и долине р.Коннектикут им соответствуют коренные
породы серии ньюарк. Мелководные моря занимали некоторые западные
районы Северной Америки, где накапливались известняки и глинистые
сланцы. Континентальные песчаники и глинистые сланцы триаса выходят по
бортам Большого каньона (шт. Аризона).
Органический мир в триасовом периоде был существенно иным, чем в
пермском периоде. Для этого времени характерно обилие крупных хвойных
деревьев, остатки которых часто встречаются в триасовых континентальных
отложениях. Глинистые сланцы формации чинл на севере Аризоны
насыщены окременелыми стволами деревьев. В результате выветривания
сланцев они обнажились и теперь образуют каменный лес. Широкое развитие
получили саговниковые (или цикадофиты), растения с тонкими или
бочонковидными стволами и свисающими с макушки рассеченными, как у
пальм, листьями. Некоторые виды саговниковых существуют и в
современных
тропических районах. Из беспозвоночных самыми
распространенными были моллюски, среди которых преобладали аммониты
(рис. 1.11), имевшие отдаленное сходство с современными наутилусами (или
корабликами) и многокамерную раковину. Существовало много видов
двустворчатых моллюсков. Значительный прогресс произошел в эволюции
позвоночных. Хотя стегоцефалы были еще довольно обычны, преобладать
стали пресмыкающиеся, среди которых появилось множество необычных
групп (например, фитозавры, форма тела которых была, как у современных
крокодилов, а челюсти узкие и длинные с острыми коническими зубами). В
триасе впервые появились настоящие динозавры, эволюционно более
развитые, чем их примитивные предки. Конечности у них были направлены
вниз, а не в стороны (как у крокодилов), что позволяло им передвигаться
подобно млекопитающим и поддерживать тело над землей. Динозавры
передвигались на задних ногах, удерживая равновесие при помощи длинного
хвоста (как кенгуру), и отличались небольшим ростом – от 30 см до 2,5 м.
Некоторые пресмыкающиеся приспособились к жизни в морской среде.
Например, ихтиозавры, туловище которых походило на акулье, а конечности
трансформировались в нечто среднее между ластами и плавниками, и
плезиозавры, туловище которых стало уплощенным, шея вытянулась, а
конечности превратились в ласты. Обе эти группы животных стали более
многочисленными в последующие этапы мезозойской эры.
Рис. 1.1. Спрессованные раковины аммонитов из отложений, относимых к
мезозойской эре
Юрский период получил свое название от гор Юра (в северо-западной
Швейцарии), сложенных многослойной толщей известняков, глинистых
сланцев и песчаников. В юре произошла одна из крупнейших морских
трансгрессий в Западной Европе. Огромное эпиконтинентальное море
распространялось на большей части Англии, Франции, Германии и проникало
в некоторые западные районы европейской России. В Германии известны
многочисленные
выходы верхнеюрских
лагунных
мелкозернистых
известняков, в которых были обнаружены необычные ископаемые. В
Баварии, в знаменитом местечке Золенхофен, найдены остатки крылатых
пресмыкающихся и оба из известных видов первых птиц.
Море Тетис простиралось от Атлантики через южную часть
Пиренейского п-ова вдоль Средиземного моря и через Южную и ЮгоВосточную Азию выходило к Тихому океану. Бóльшая часть северной Азии в
этот период располагалась выше уровня моря, хотя эпиконтинентальные моря
с севера проникали в Сибирь. Континентальные отложения юрского возраста
известны в южной Сибири и северном Китае.
Небольшие эпиконтинентальные моря занимали ограниченные
площади вдоль побережья западной Австралии. Во внутренних районах
Австралии имеются выходы юрских континентальных отложений. Бóльшая
часть Африки в юрский период располагалась выше уровня моря.
Исключение составляла ее северная окраина, заливавшаяся морем Тетис. В
Южной Америке вытянутое узкое море заполняло геосинклиналь,
размещавшуюся примерно на месте современных Анд.
В Северной Америке юрские моря занимали весьма ограниченные
территории на западе материка. Мощные толщи континентальных песчаников
и кроющих глинистых сланцев накопились в районе плато Колорадо,
особенно к северу и востоку от Большого каньона. Песчаники образовались
из песков, слагавших пустынные дюнные ландшафты котловин. В результате
процессов выветривания песчаники приобрели необычные формы (как,
например, живописные остроконечные пики в национальном парке Зайон или
национальный
памятник
Рейнбоу-Бридж,
представляющий
собой
возвышающуюся на 94 м над дном каньона арку с пролетом 85 м; эти
достопримечательности находятся в штате Юта). Отложения глинистых
сланцев формации моррисон знамениты находками 69 видов ископаемых
динозавров. Тонкодисперсные осадки в этом районе, вероятно, накапливались
в условиях заболоченной низины.
Растительный мир юрского периода в общих чертах был сходен с
существовавшим в триасе. Во флоре доминировали саговниковые и хвойные
древесные породы. Впервые появились гинкговые – голосеменные
широколиственные древесные растения с опадающей осенью листвой
(вероятно, это связующее звено между голосеменными и покрытосеменными
растениями). Единственный вид этого семейства – гинкго двулопастный –
сохранился до настоящего времени и считается самым древним
представителем древесных, поистине живым ископаемым.
Юрская фауна беспозвоночных весьма сходна с триасовой. Однако
более
многочисленными
стали
кораллы-рифостроители,
широко
распространились морские ежи и моллюски. Появились многие
двустворчатые моллюски, родственные современным устрицам. Все еще
были многочисленны аммониты.
Позвоночные
были
представлены
преимущественно
пресмыкающимися, поскольку стегоцефалы вымерли в конце триаса.
Динозавры достигли кульминации своего развития. Такие травоядные формы,
как апатозавры и диплодоки, стали передвигаться на четырех конечностях;
многие имели длинные шею и хвост. Эти животные приобрели гигантские
размеры (до 27 м в длину), а некоторые весили до 40 т. У отдельных
представителей травоядных динозавров меньших размеров, например
стегозавров, развился защитный панцирь, состоявший из пластин и шипов. У
плотоядных динозавров, в частности аллозавров, сформировались крупные
головы с мощными челюстями и острыми зубами, в длину они достигали 11 м
и передвигались на двух конечностях. Другие группы пресмыкающихся тоже
были весьма многочисленны. В юрских морях обитали плезиозавры и
ихтиозавры. Впервые появились летающие пресмыкающиеся – птерозавры, у
которых развились перепончатые крылья, как у летучих мышей, а масса
уменьшилась за счет трубчатых костей.
Появление птиц в юре – важный этап в развитии животного мира. В
лагунных известняках Золенхофена были обнаружены два птичьих скелета и
отпечатки перьев. Однако эти примитивные птицы еще имели много черт,
общих с пресмыкающимися, включая острые зубы конической формы и
длинные хвосты.
Юрский период завершился интенсивной складчатостью, в результате
которой на западе США сформировались горы Сьерра-Невада, которые
простирались дальше на север в пределы современной западной Канады.
Впоследствии южная часть этого складчатого пояса снова испытала
поднятие, которое предопределило строение современных гор. На других
материках проявления орогенеза в юре были незначительны.
Меловой период. В это время накапливались мощные слоистые толщи
мягкого слабо уплотненного белого известняка – мела, от которого
произошло название периода. Впервые такие слои были изучены в
обнажениях по берегам пролива Па-де-Кале близ Дувра (Великобритания) и
Кале (Франция). В других частях света отложения соответствующего возраста
тоже называют меловыми, хотя там встречаются и другие типы пород.
В меловой период морские трансгрессии охватывали значительные
части Европы и Азии. В центральной Европе моря заливали два субширотных
геосинклинальных прогиба. Один из них располагался в пределах юговосточной Англии, северной Германии, Польши и западных районов России и
на крайнем востоке достигал субмеридионального Уральского прогиба.
Другая геосинклиналь, Тетис, сохраняла свое прежнее простирание в южной
Европе и северной Африке и соединялась с южной оконечностью Уральского
прогиба. Далее море Тетис продолжалось в Южной Азии и восточнее
Индийского щита соединялось с Индийским океаном. За исключением
северной и восточной окраин, территория Азии на протяжении всего
мелового периода не заливалась морем, поэтому там широко распространены
континентальные отложения этого времени. Мощные слои меловых
известняков представлены во многих районах Западной Европы. В северных
районах Африки, куда заходило море Тетис, накопились большие толщи
песчаников. Пески пустыни Сахара образовались в основном за счет
продуктов
их
разрушения.
Австралия
покрывалась
меловыми
эпиконтинентальными морями. В Южной Америке на протяжении большей
части мелового периода Андский прогиб заливался морем. Восточнее его на
значительной территории Бразилии отложились терригенные алевриты и
пески с многочисленными остатками динозавров.
В Северной Америке окраинные моря занимали береговые равнины
Атлантического океана и Мексиканского залива, где накапливались пески,
глины и меловые известняки. Другое окраинное море располагалось на
западном побережье материка в пределах Калифорнии и доходило до южных
подножий возрожденных гор Сьерра-Невада. Однако последняя самая
крупная морская трансгрессия охватила западные районы центральной части
Северной
Америки.
В
это
время
сформировался
обширный
геосинклинальный прогиб Скалистых гор, и огромное море распространялось
от Мексиканского залива через современные Великие равнины и Скалистые
горы на север (западнее Канадского щита) вплоть до Северного Ледовитого
океана. Во время этой трансгрессии была отложена мощная многослойная
толща песчаников, известняков и глинистых сланцев.
В конце мелового периода происходил интенсивный орогенез в Южной
и Северной Америке и Восточной Азии. В Южной Америке осадочные
породы, накопившиеся в Андской геосинклинали за несколько периодов,
были уплотнены и смяты в складки, что привело к образованию Анд.
Аналогичным образом в Северной Америке на месте геосинклинали
сформировались Скалистые горы. Во многих районах мира усилилась
вулканическая деятельность. Лавовые потоки покрыли всю южную часть пова Индостан (таким образом сформировалось обширное плато Декан), а
небольшие излияния лавы имели место в Аравии и Восточной Африке. Все
материки испытали значительные поднятия, и произошла регрессия всех
геосинклинальных, эпиконтинентальных и окраинных морей.
Меловой период ознаменовался несколькими крупными событиями в
развитии органического мира. Появились первые цветковые растения. Их
ископаемые остатки представлены листьями и древесиной пород, многие из
которых растут и в настоящее время (например, ива, дуб, клен и вяз).
Меловая фауна беспозвоночных в целом аналогична юрской. Среди
позвоночных животных наступила кульминация видового разнообразия
пресмыкающихся. Существовали три основные группы динозавров. Хищные
с хорошо развитыми массивными задними конечностями были представлены
тираннозаврами, которые в длину достигали 14 м, а в высоту – 5 м. Получила
развитие группа двуногих травоядных динозавров (или траходонтов) с
широкими уплощенными челюстями, напоминающими утиный клюв.
Многочисленные скелеты этих животных встречаются в меловых
континентальных отложениях Северной Америки. К третьей группе
относятся рогатые динозавры с развитым костяным щитом, защищавшим
голову и шею. Типичный представитель этой группы – трицератопс с
коротким носовым и двумя длинными надглазными рогами.
В меловых морях обитали плезиозавры и ихтиозавры, появились
морские ящерицы мозазавры с вытянутым туловищем и сравнительно
небольшими ластовидными конечностями. Птерозавры (летающие ящеры)
утратили зубы и лучше передвигались в воздушном пространстве, чем их
юрские предки. У одного из видов птерозавров – птеранодона – размах
крыльев достигал 8 м.
Известны два вида птиц мелового периода, сохранившие некоторые
морфологические особенности рептилий, например размещенные в альвеолах
зубы конической формы. Один из них – гесперорнис (ныряющая птица) –
приспособился к жизни в море.
Хотя переходные формы, больше похожие на рептилий, чем на
млекопитающих, известны с триаса и юры, впервые многочисленные остатки
настоящих млекопитающих были обнаружены в континентальных
верхнемеловых отложениях. Примитивные млекопитающие мелового
периода отличались небольшими размерами и чем-то напоминали
современных землероек.
Широко развитые на Земле процессы горообразования и тектонические
поднятия материков в конце мелового периода привели к столь значительным
изменениям природы и климата, что многие растения и животные вымерли.
Из беспозвоночных исчезли господствовавшие в мезозойских морях
аммониты, а из позвоночных – все динозавры, ихтиозавры, плезиозавры,
мозазавры и птерозавры.
Кайнозойская эра, охватывавшая последние 65 млн. лет,
подразделяется на третичный (в России принято выделять два периода –
палеогеновый и неогеновый) и четвертичный периоды. Хотя последний
отличался малой продолжительностью (возрастные оценки его нижней
границы колеблются от 1 до 2,8 млн. лет), он сыграл большое значение в
истории Земли, поскольку с ним связаны неоднократные материковые
оледенения и появление человека.
Третичный период. В это время многие районы Европы, Азии и
Северной Африки были покрыты мелководными эпиконтинентальными и
глубоководными геосинклинальными морями. В начале этого периода (в
неогене) море занимало юго-восточную Англию, северо-западную Францию
и Бельгию и там накопилась мощная толща песков и глин. Все еще
продолжало существовать море Тетис, простиравшееся от Атлантического до
Индийского океана. Его воды заливали Пиренейский и Апеннинский
полуострова, северные районы Африки, юго-западную Азию и север
Индостана. В этом бассейне отлагались мощные горизонты известняков.
Бóльшая часть северного Египта сложена нуммулитовыми известняками,
которые использовались в качестве строительного материала при возведении
пирамид.
В это время почти вся юго-восточная Азия была занята морскими
бассейнами и небольшое эпиконтинентальное море распространялось на юговостоке Австралии. Третичные морские бассейны покрывали северную и
южную оконечности Южной Америки, а эпиконтинентальное море
проникало на территорию восточной Колумбии, северной Венесуэлы и
южной Патагонии. Мощные толщи континентальных песков и алевритов
накапливались в бассейне Амазонки.
Окраинные моря располагались на месте современных Береговых
равнин, прилегающих к Атлантическому океану и Мексиканскому заливу, а
также вдоль западного побережья Северной Америки. Мощные толщи
континентальных осадочных пород, образовавшихся в результате денудации
возрожденных Скалистых гор, накапливались на Великих равнинах и в
межгорных впадинах.
Во многих районах земного шара в середине третичного периода
происходил активный орогенез. В Европе образовались Альпы, Карпаты и
Кавказ. В Северной Америке на заключительных этапах третичного периода
сформировались Береговые хребты (в пределах современных штатов
Калифорния и Орегон) и Каскадные горы (в пределах Орегона и
Вашингтона).
Третичный период ознаменовался существенным прогрессом в
развитии органического мира. Современные растения возникли еще в
меловом периоде. Большинство третичных беспозвоночных были
непосредственно унаследованы от меловых форм. Многочисленнее стали
современные костистые рыбы, уменьшились численность и видовое
разнообразие земноводных и пресмыкающихся. Произошел скачок в развитии
млекопитающих. От примитивных форм, похожих на землероек и впервые
появившихся в меловом периоде, берут начало многие формы, относящиеся
уже к началу третичного периода. Самые древние ископаемые остатки
лошадей и слонов обнаружены в нижнетретичных породах. Появились
плотоядные и парнокопытные животные. Видовое разнообразие животных
сильно возросло, однако многие из них вымерли уже к концу третичного
периода, а другие (подобно некоторым мезозойским пресмыкающимся)
вернулись к морскому образу жизни, как, например, китообразные и морские
свиньи, у которых плавники представляют собой трансформированные
конечности. Летучие мыши смогли летать благодаря перепонке,
соединяющей их длинные пальцы. Динозавры, вымершие в конце мезозоя,
уступили место млекопитающим, которые стали доминирующим классом
животных на суше в начале третичного периода.
Четвертичный период подразделяется на эоплейстоцен, плейстоцен и
голоцен. Последний начался всего 10 000 лет назад. Современный рельеф и
ландшафты Земли в основном оформились в четвертичный период.
Горообразование, которое происходило в конце третичного периода,
предопределило значительное поднятие материков и регрессию морей.
Четвертичный период ознаменовался существенным похолоданием климата и
широким развитием покровного оледенения в Антарктиде, Гренландии,
Европе и Северной Америке. В Европе центром оледенения был Балтийский
щит, откуда ледниковый покров распространялся до южной Англии, средней
Германии и центральных районов Восточной Европы. В Сибири покровное
оледенение имело меньшие размеры, в основном ограничиваясь предгорными
районами. В Северной Америке ледниковые покровы занимали громадную
территорию, включая бóльшую часть Канады и северные районы США
вплоть до южного Иллинойса. В Южном полушарии четвертичный
ледниковый покров характерен не только для Антарктиды, но и для
Патагонии. Кроме того, на всех материках было широко распространено
горное оледенение.
В плейстоцене выделяют четыре основных этапа активизации
оледенения, чередовавшиеся с межледниковьями, во время которых
природные условия были близки современным или даже более теплыми.
Последний ледниковый покров на территории Европы и Северной Америки
достигал наибольших размеров 18–20 тыс. лет назад и окончательно растаял в
начале голоцена.
В четвертичный период вымерли многие третичные формы животных и
появились новые, приспособившиеся к более холодным условиям. Особо
следует отметить мамонта и шерстистого носорога, которые населяли
северные области в плейстоцене. В более южных районах Северного
полушария встречались мастодонты, саблезубые тигры и др. Когда
ледниковые покровы растаяли, представители плейстоценовой фауны
вымерли и их место заняли современные животные. Первобытные люди, в
частности неандертальцы, вероятно, существовали уже во время последнего
межледниковья, но человек современного типа – человек разумный (Homo
sapiens) – появился лишь в последнюю ледниковую эпоху плейстоцена, а в
голоцене расселился по всему земному шару.
2. БИОЛОГИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА
4.1. Годичные кольца древесных растений как индикаторы
изменений климата.
Годичные кольца древесных растений являются, пожалуй, наиболее
известным природным индикатором изменений климата. Каждое годичное
кольцо является результатом деления камбиальных клеток в течение одного
вегетационного периода. Расположенный между древесиной и флоэмой
камбиальный слой – это образовательная ткань, деление клеток которой
является причиной увеличения размеров древесных растений (каждый год на
толщину одного годичного кольца).
При формировании каждого отдельного годичного слоя древесины
реализуется большое число связанных между собой процессов на разных
иерархических уровнях: ткани (деление, рост и дифференцировка клеток,
находящиеся под гормональным контролем и зависящие от поступления
питательных веществ); клетки (реализация продукции цепей биохимических
превращений веществ, обусловливающая рост клеток и формирование
клеточных стенок). Эти процессы находятся под влиянием внешних
факторов, важнейшими из которых являются температура среды, условия
увлажнения, доступность питательных веществ. Результатом этих процессов
является
индивидуальная
клеточная
структура
годичного
слоя,
соответствующая условиям того или иного года роста.
Изучением годичных древесных колец занимается дендрохронология ‒
наука, основными задачами которой являются: 1) датировка годичных колец
древесины и экологических событий в прошлом; 2) изучение влияния
экологических факторов на величину прироста древесины, анатомическую
структуру годичных слоев и их химический состав; 3) анализ содержащейся в
годичных слоях информации для целей определения количественных
характеристик условий окружающей среды в прошлом.
Ведущей экологической идеей дендрохронологии является идея
закономерной обусловленности (т.е. неслучайности) возникновения
особенностей анатомического строения годичных древесных колец.
Причиной возникновения этих особенностей является действие внешних
экологических факторов (температуры, влажности, освещенности и т.д.),
наложенное
на
действие
внутренних
факторов
(генетическая
обусловленность, гормональная регуляция клеточных делений), в течение
вегетационного периода. То есть ширина кольца, число клеток на ширине
кольца, размер клеток, толщина клеточных стенок и другие особенности
годичных колец закономерно зависят от характера изменения экологических
факторов в год формирования кольца. Закономерно возникнув, эти
особенности строения годичных колец хранят память о характере
экологических факторов, влиявших на их появление.
Использование годичных древесных колец в качестве источников
информации о климатических условиях в далеком прошлом требует, чтобы
для каждого годичного кольца был определен год образования этого кольца.
Эта задача решается с помощью метода перекрестного датирования. В основе
этого метода лежит следующее. Древесные растения, произрастающие в
пределах однородного в климатическом отношении района, сходно
реагируют величиной прироста на изменения лимитирующих климатических
факторов. В благоприятные по климатическим условиям годы у большей
части деревьев формируются широкие кольца, а в неблагоприятные – узкие. В
связи с этим у таких деревьев наблюдается синхронная изменчивость
величины прироста во времени. Особенно показательны узкие кольца, когда
прирост в наибольшей степени лимитируется тем или иным климатическим
фактором (например, в случае острого дефицита влаги в засушливые годы).
Последовательность узких, средних по величине и широких колец весьма
специфична для каждого исследуемого района и промежутка времени, можно
даже считать, что она неповторима. Поэтому максимально возможная
схожесть величин прироста у разных деревьев исследуемого района
наблюдается лишь в том случае, если будут сравниваться кольца,
сформированные в одни и те же годы.
Рис. 2.1. Пример построения графиков годичного прироста у трех перекрестно
датированных индивидуальных хронологий по лиственнице с Полярного Урала. Заливкой
выделены характерные блоки изменчивости ширины годичных колец, повторяющиеся у
сравниваемых хронологий
Метод перекрестной датировки позволяет не только датировать кольца
у ныне живущих деревьев, но и продлевать хронологии в далекое прошлое,
используя древесину давно отживших деревьев, сохранившуюся до
настоящего времени на земной поверхности в виде сухостоя, валежа,
строительных бревен, древесину, погребенную в торфяных, речных, озерных,
морских отложениях, а также археологическую древесину. Длительные
хронологии важны для датировки различных природных явлений и
культурных памятников, а также для реконструкции динамики лесных
экосистем и условий среды в далеком прошлом с высоким временным
разрешением. Важнейшими условиями для продления хронологий за пределы
возраста наиболее старых живых деревьев являются наличие не менее 5-7
образцов для каждого года и наличие перекрытия между сравниваемыми
хронологиями длительностью не менее 50-70 лет. Чем больше временной
интервал перекрытия и длительность индивидуальных хронологий и чем
выше чувствительность серий колец, тем легче производить перекрестную
датировку и продлевать хронологии вглубь веков. На рис. 2.2 показан пример
построения древесно-кольцевой хронологии длительностью 1950 лет на
основе использования образцов древесины, взятых с живого дерева (IND294,
1114-1998 гг.), и двух полуископаемых остатков деревьев этого вида (IND279
и IND288), отмерших в 1228 и 897 годах н.э. соответственно.
Рис. 2.2. Пример перекрестной датировки трех индивидуальных серий колец
лиственницы Каяндера и продления абсолютной хронологии за пределы возраста ныне
живущих деревьев
Погребенная древесина наиболее часто встречается в аллювиальных,
озерных, морских и торфяных отложениях голоценового возраста. Она еще
сохраняет основные физико-химические и анатомические характеристики,
характерные для современной древесины, поэтому ее называют
полуископаемой. Найденная в торфяных и озерных отложениях древесина
обычно является местной, погребенная же в морских и речных отложениях
древесина часто бывает инородной, принесенной текущими водами с
территорий, удаленных от места ее захоронения на многие сотни и даже
тысячи километров. При использовании древесины из аллювиальных
отложений наиболее перспективны бассейны мелких и средних рек, куда
занос древесины из удаленных районов исключен или сведен к минимуму. В
некоторых районах погребенная древесина встречается в большом
количестве, что позволяет строить древесно-кольцевые хронологии
длительностью до 10-12 тыс. лет.
К настоящему времени построено несколько абсолютных непрерывных
древесно-кольцевых хронологий длительностью от 5-7 до 10-12 тыс. лет.
Первая длительная хронология (8700 лет) была построена на сосне остистой,
произрастающей на верхней границе леса в горах Юго-Запада США. Она
основана на использовании очень старых живых сосен, достигающих
возраста 3500-4900 лет, а также сухостоя и валежа, который в условиях
сухости воздуха и почвы, а также отсутствия пожаров сохраняется многие
тысячи лет. Всего на основе древесных растений Юго-Запада США построено
около десятка хронологий длительностью более 3 тыс. лет, для которых
кроме сосны остистой использовались Pinus balfouriana и секвойядендрон.
Имеются несколько длительных хронологий для Южного полушария (о.
Тасмания и западная часть Южной Америки). Большое количество хорошо
сохранившихся стволов древней древесины дуба встречается в торфяных и
аллювиальных отложениях Западной Европы. На основе использования этой
древесины построены длительные хронологии, самая длинная из них для
южных районов Германии (более 9900 лет), немного короче ряды для
северных районов Германии (более 9200 лет) и Северной Ирландии (более
7300 лет). Особый интерес представляют сверхдлительные хронологии для
субарктических районов, поскольку они содержат сильный климатический
сигнал. Такие абсолютные хронологии построены для севера Скандинавии по
сосне обыкновенной (2165 лет), а для субарктической зоны России известны
четыре хронологии по лиственнице длительностью более 1000 лет: для
Полярного Урала (1250 лет), полуострова Ямал (7000 лет), полуострова
Таймыр (2600 лет) и низовьев р. Индигирки (2500 лет).
Возможность модельных реконструкций климатических условий
далекого прошлого на основе изучения особенностей строения годичных
древесных колец обосновывается принципом актуализма. Применительно к
дендрохронологии принцип актуализма утверждает, что физические и
биологические процессы, обусловливающие изменения в росте дерева под
воздействием факторов окружающей среды в настоящее время, протекали
аналогично и вызывали подобные же изменения в росте дерева в прошлом.
Этот принцип является обоснованием широкого использования древеснокольцевых хронологий для модельной реконструкции условий окружающей
среды в прошлом, учитывая то, что деревья – долгоживущие организмы, а
экстраполяция обычно осуществляется на сравнительно короткие
геологические интервалы времени (сотни и тысячи лет).
Возможность оценки климатических характеристик нескольких
последних тысячелетий на основании анализа прироста и особенностей
структуры годичных древесных колец современных и ископаемых деревьев
может считаться твердо установленной. Интерпретация данных по приросту и
структуре колец достаточно сложна, тем не менее, анализ массовых
материалов (в основном, по территории северного полушария) позволяет
достаточно однозначно устанавливать согласованность изменчивости
радиального прироста деревьев с внешними условиями, важнейшими из
которых считаются показатели тепло- и влагообеспеченности.
Экспериментальной
основой
метода
дендроклиматических
реконструкций является установление статистически достоверных связей
между количественными характеристиками годичных колец современной
древесины (т.е. колец, сформировавшихся за последние 100-200 лет) и
подробными
метеорологическими
данными
(и
иными
данными
экологического характера), собранными за это же время. То есть
метеорологическим данным по некоторому району должны быть поставлены
в соответствие статистические распределения количественных характеристик
древесных колец деревьев из этого же района. После этого должен быть
найден метод, позволяющий, наоборот, по характеристикам годичных колец
современной древесины рассчитывать климатические и иные характеристики
среды в годы формирования этих колец. Если такой метод будет найден, то
он позволит описывать климатические условия произрастания деревьев и в
более далеком прошлом.
К настоящему времени в дендроклиматологии вопрос о статистическом
анализе связи показателей прироста деревьев с климатическими
переменными достаточно хорошо и глубоко разработан [Fritts, 1976, 1991;
Methods.., 1990, Шиятов и др., 2000]. На рис. 2.3 приведены результаты
палеотемпературных реконструкций, построенных по срезам остистых сосен
из соседних районов Калифорнии. Расстояние между районами, для которых
построены эти два дендроклиматических ряда, составляет всего две минуты
широты. Штриховой линией изображен ряд абсолютно калиброванных
температур, построенный по данным о содержании дейтерия-18 в донных
отложениях озера Тингстеде, расположенного на почти противоположной
стороне северного полушария. Автор этого последнего ряда Н.-А. Моернер
считается одним из классиков европейской палеоклиматологии. Поскольку
озёрный ряд имеет очень низкое временное разрешение, все три
сравниваемых ряда показаны после их 500-летнего скользящего сглаживания.
Рис. 2.3. Дендроклиматические ряды «Тропа Мафусаила» (тонкая линия) и «Хозяин
Белых гор» (толстая линия), построенные по срезам остистых сосен из Калифорнии,
показанные после их 500-летнего скользящего усреднения, и ряд абсолютно
калиброванных температур (штриховая линия), построенный по донным отложениям в
озере Тингстеде (о. Готланд, Швеция)
4.2. Спорово-пыльцевой анализ
Спорово-пыльцевой анализ – это ботанический метод исследования,
который позволяет определять таксономическую принадлежность растений
по характерным морфологическим особенностям выделенных этими
растениями спор и пыльцевых зёрен. Существование этого метода
обусловлено, во-первых, тем, что растения продуцируют огромное
количество пыльцевых зёрен или спор, а, во-вторых, тем, что наружные
оболочки пыльцевых зёрен или спор, как правило, очень стойки и почти не
разрушаются даже при окаменении (фоссилизации). Спорово-пыльцевой
анализ особенно широко используется палеогеографии и палеоклиматологии.
Первичным объектом исследования при применении данного метода служат
пробы осадочных пород, торфа, сапропеля и т. п., из которых в результате
специальной обработки извлекают захороненные в них пыльцу и споры (рис.
2.4). При просмотре под микроскопом пыльцу и споры определяют и
регистрируют (рис. 2.5 и 2.6). Обилие пыльцы и спор в пробах позволяет
достаточно уверенно определить таксономическую принадлежность
большинства из этих микрообъектов, то есть даёт возможность судить о
флоре определённого региона, существовавшей во время отложения
содержащей споры и пыльцу (вмещающей) породы (рис. 2.7). Процентное
соотношение пыльцы и спор, относящихся к разным таксонам, позволяет (с
учетом закономерностей продуцирования, рассеивания и фоссилизации спор
и пыльцевых зёрен) судить об относительном доминировании тех или иных
представителей растительного мира.
Рис. 2.4. Обильные споро-пыльцевые скопления в геологических образованиях
Рис. 2.5. Споры и пыльцевые зёрна, сохранившиеся в углях и горных породах: а —
женская спора (мегаспора) и б — мужская спора (микроспора) плаунового растения из
каменноугольных отложений; в — пыльцевое зерно хвойного (микроспора) из пермских
отложений; г — микроспора папоротника из меловых отложений; д — пыльцевое зерно
кедра из меловых отложений, е — грецкого ореха, ж — ильма, з — падуба из третичных
отложений. Размеры от 20 мкм (пыльцевые зёрна) до 1 — 2 мм (мегаспора).
Рис. 2.6. Пыльца растений имеет очень разнообразную форму
Рис. 2.7. Так выглядят пыльцевые зерна клена при большом увеличении
Способность растений производить споры и пыльцу поистине
изумительна. Одно соцветие дуба дает за лето около 500 тыс. пыльцевых
зерен, соцветие щавеля ‒ до 4 млн., соцветие сосны ‒ около 1 млн. (рис. 2.8).
Но только ничтожная часть этого количества пылинок служит для
оплодотворения. Большинство же рассеивается в воздухе, разносится ветром
и в дальнейшем оседает на почву, поверхность озер, и морей. В далеком
прошлом, падая на землю, попадая на дно рек, озер, болот, морей и океанов,
споры и пыльца постепенно покрывались наслоениями пыли, ила, торфа,
песка, глины и сохранялись в этих толщах миллионы лет.
Рис. 2.8. Рассеивание пыльцы растением
Форма пыльцы и спор может быть самой разнообразной и причудливой:
близкой к шару, эллипсоиду, пирамиде (рис. 2.6 и 2.9). Пыльца березы,
например, похожа на чечевичное зерно с 3 порами. Чаще всего пыльца
растений встречается в виде одиночных пыльцевых зерен, но иногда они
соединены по две (диады), по четыре (тетрады), а то и в целые гроздья поллинии. Пыльца некоторых хвойных растений - сосны, ели, пихты, кедра имеет по бокам основного тела воздушные мешки. Обычно их два, реже три.
Благодаря им удельный вес пылинок значительно уменьшается и
увеличивается возможность переноса их ветром на далекие расстояния,
иногда более чем на 1 тыс. км. Пылинки, или, как принято их называть,
пыльцевые зерна, имеют небольшую величину: они измеряются сотыми и
тысячными долями миллиметра (микронами), поэтому они в отдельности не
видны невооруженным глазом.
Рис. 2.9. Фотография, иллюстрирующая многообразие форм пыльцы растений
Статистическая обработка результатов определения и регистрации спор
и пыльцы приводит к выявлению спорово-пыльцевых спектров и споровопыльцевых
комплексов.
Спорово-пыльцевым
спектром
называется
содержание (в процентах) в одной пробе (или статистической выборке проб)
всех обнаруженных пыльцевых зёрен и спор разных таксонов. Споровопыльцевым комплексом называется содержание в образце количественно
доминирующих спор и пыльцевых зёрен (также в процентах от общей суммы
зёрен и спор). При палеофлористических и палеоклиматических
исследованиях молодых (главным образом антропогеновых) отложений
необходимо выявлять спорово-пыльцевые спектры, т. к. пыльца или споры,
регистрируемые в очень малых количествах, могут принадлежать ныне
существующим видам растений, учёт экологических особенностей которых
может быть важен для интерпретации результатов спорово-пыльцевого
анализа. Для стратиграфических целей часто достаточно выявить споровопыльцевые комплексы анализируемых проб (особенно если исследуются
древние отложения). При этом ископаемые споры и пыльцу классифицируют
по специальной морфографической системе. Наиболее ценен споровопыльцевой анализ серии образцов, взятых последовательно из толщи
отложений, вскрытых геологическим разрезом, что позволяет проследить
изменения в составе флоры и характере растительности, происшедшие за
время осадконакопления. По результатам спорово-пыльцевого анализа, кроме
сводных цифровых таблиц, составляют и т. н. спорово-пыльцевые
диаграммы, графически отображающие эти изменения.
Рис. 2.10. Пример спорово-пыльцевой диаграммы
Строят диаграммы по системе прямоугольных координат, откладывая
по оси ординат глубины взятия образцов, а по оси абсцисс - процентное
содержание каждого из компонентов спектра соответствующего образца,
соединяя прямыми линиями точки, показывающие участие в спектрах
одноимённых их компонентов.
Основоположниками спорово-пыльцевого анализа в России были В. Н.
Сукачев и В. С. Доктуровский. После усовершенствования методики
выделения ископаемых пыльцы и спор метод стал применяться для
исследования любых осадочных пород. К настоящему времени проведены
описания пыльцевых зёрен и спор многих растений и созданы ключи для их
определения. Исследованы закономерности рассеивания и захоронения
пыльцы и спор. Существуют специальные системы для классификации
рассеянных в древних породах спор и пыльцы вымерших растений. В
основных чертах определены особенности спорово-пыльцевых спектров и
комплексов, характеризующих отложения разных возрастов тех или иных
регионов, что позволило на основе знания климатических предпочтений
современных растений уточнить представления о климате прошлых
геологических эпох (рис. 2.11).
Рис. 2.11. А – пыльцевые зерна из докембрийской формации; В – современная
пыльца
Выявлены типы спорово-пыльцевых спектров (степной, лесной,
тундровый), соответствующие типам современной растительности.
Построены региональные спорово-пыльцевые диаграммы, отражающие
закономерности развития растительности в некоторых районах нашей страны
в голоцене.
4.3. Фаунистические и флористические комплексы как показатели
палеоклиматической зональности
Обнаружение тех или иных растительных или животных ископаемых
организмов, климатические предпочтения которых с большей или меньшей
точностью известны, позволяет делать заключения о климатических условиях
в годы жизни этих организмов.
Влияние климата на органический мир морей и океанов
осуществляется, во-первых, через температурный режим (его влияние
испытывают как планктонные, так и бентосные литоральные организмы).
Вместе с термическим режимом на жизнедеятельность морских обитателей
существенное воздействие оказывает и соленость вод, связанная с режимами
увлажнения и испарения.
Качественная характеристика древнего климата часто основывается на
распространенности стенотермной фауны, в частности на обнаружении таких
типично тропических организмов, как кораллы, нуммулиты, или
холоднолюбивых форм с кремневой раковиной, а также на обнаружении
характерных комплексов организмов.
Наиболее оптимальным климатическим условием существования и
развития морских беспозвоночных является высокая температура
(тропические и субтропические условия) и нормальная соленость (30-36 %). В
этих условиях распространена богатая видами, разновидностями и особями
фауна. Многие семейства и рода не выходят за пределы тропических широт, а
в прохладных областях, так же как и в опресненных условиях органический
мир более однообразен и беден.
Ввиду того что на континентах климаты обладают большей
динамичностью, контрастностью и изменчивостью, чем на океанах, наземная
фауна, особенно позвоночные испытывает более энергичное воздействие
климата. Вместе с тем в зависимости от изменения условий среды обитания и
эволюционного развития роль позвоночных суши как индикаторов климата в
геологической истории постепенно менялась. Примитивные позвоночные в
большинстве являлись стенобионтными формами, но с течением времени
появились более прогрессивные эврибионтные формы, которые могли
существовать в довольно широких диапазонах физико-географических
условий. Наиболее высокоорганизованные позвоночные имеют широкие
возможности избегать неблагоприятного воздействия климата. Это
проявляется в создании определенных защитных биологических функций
(теплокровность млекопитающих и птиц, появление волосяного покрова) или
в возможности дальнего перемещения в области, наиболее благоприятные для
жизнедеятельности.
Современное распространение наземных позвоночных в общем виде
отражает распределение тепла и влаги на поверхности Земли и поэтому
современные зоогеографические провинции, области, зоны и районы в
принципе совпадают с климатическими. Несомненно, что подобное
соотношение существовало и в геологическом прошлом.
Вместе с тем надо особо подчеркнуть, что при палеоклиматических
реконструкциях необходимо оперировать не отдельно взятыми видами и даже
родами позвоночных, а их сообществами, составляющими вполне
определенный ландшафтный биоценоз. Наряду с этим надо учитывать и темп
эволюции позвоночных, так как с течением времени их организация
неуклонно возрастала и увеличивалось экологическое разнообразие.
Распространение морских беспозвоночных и организмов суши
подчиняется законам поясной и высотной термической зональности. Однако
довольно часто идеализированная картина размещения климатических поясов
от полюсов к экватору нарушается крупными морскими (океаническими)
течениями, создающими определенные аномалии в распространении морских
и наземных фаун. Примером такого рода могут служить теплые течения
Гольфстрим и Курасио, благодаря которым в высокие широты проникают
теплолюбивые группы организмов, или прохладные течения (Лабрадорское и
Перуанское), вызывающие отрицательные аномалии температур и солености
в низких экваториальных широтах и способствующие значительному
смещению зоогеографических границ.
Данные биогеографии (фитогеография суши и зоогеография морей и
океанов) со всей очевидностью свидетельствуют о том, что каждому
термическому
поясу
соответствуют
определенные
флористикофаунистические области или провинции, а в зависимости от количества и
годового
хода
осадков
природные
зоны.
Следовательно,
палеобиогеографические исследования наряду с установлением ареалов и
этапности развития органического мира и эволюции палеозоо- и
палеофитогеографической зональности отдельных территорий способствуют
выявлению палеоклиматических условий.
Основой для произрастания растений являются тепло, солнечный свет и
количество атмосферных осадков. Различные сочетания этих компонентов
климата создают разнообразные условия и тем самым способствуют
дифференциации растительности как в географическом плане, так и в их
морфоанатомическом строении. В основе географического распределения
растительности лежат как термическая широтная и вертикальная поясность,
так и зональность, обусловленная различным количеством атмосферных
осадков.
Распределение растительности в определенные интервалы времени в
каждом регионе является функцией региональных факторов и, следовательно
позволяет на основании их состава и распространения воссоздать физикогеографические условия. Однако существенным недостатком растительности
как индикатора климата является способность постепенного приспособления
ее к изменяющимся условиям среды.
Для оценки состава растительного покрова принимаются во внимание
весь качественный спектр спорово-пыльцевого комплекса и находки
отпечатков растений, а затем проводится группировка растений по
ландшафтной принадлежности с учетом палеогеографии региона и
фациального состава вмещающих осадков. Для установления качественного
состава растительного покрова необходимо выделить растительные
ассоциации разнообразных лесов, редколесий, увлажненных долин,
приморских низменностей, саванн, степей и полупустынь.
По отношению к температурному режиму среди растений различаются:
1) тропические растения и тропические сообщества, иногда заходившие в
субтропики; 2) субтропические растения; 3) растения умеренного климата; 4)
растения умеренно-холодного климата; 5) растения космополиты. По
отношению к влажности выделяются водные, гигрофильные, мезофильные и
ксерофильные растения.
Для правильного и обоснованного палеоклиматического заключения по
остаткам растений и спорово-пыльцевым комплексам необходимо
оперировать не отдельно взятыми формами, а целыми сообществами
(ассоциациями) определенного ландшафта и качественные данные
согласовывать и корректировать результатами, основанными на данных
литологии и литогенетических формациях. Вместе с тем подсчет
коэффициентов термофильности и ксерофильности позволяет наметить
определенные количественные характеристики древнего климата и
возможность сопоставления между собой удаленных территорий. Под
коэффициентом термофильности понимается отношение общего количества
тропических и субтропических форм ко всем остальным формам растений,
произраставшим в одном и том же ландшафте. Коэффициент ксерофильности
‒ это отношение общего количества ксерофильных форм к мезо- , гигро- и
гидрофильным одного и того же ландшафта. Коэффициент ксерофильности
примерно соответствует индексу сухости, на основании которого М. И.
Будыко произведена классификация современного климата и выделены
природные зоны.
3. МАТЕРИКОВЫЕ ИНДИКАТОРЫ ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА
3.1. Литологические показатели климата
Выполненные в последнее столетие литологические и геохимические
исследования показали, что главным фактором, определяющим процессы
гипергенеза и состав продуктов седиментации, является климат.
Климатическая обусловленность возникновения ряда осадочных образований
общеизвестна. Например, соли, гипсы, ангидриты и седиментационные
доломиты образовались главным образом в условиях жаркого аридного
(сухого) климата, а горючие сланцы и угли – в гумидном климате. В климатах
жарких и влажных выветривание исходных горных пород протекало
интенсивно и круглогодично и выражалось преимущественно в химических
изменениях их минерального вещества. Для этих климатов характерны
литогенетические формации осадков, крайне пёстрые по составу,
обладающие
предельно
выраженной
осадочной
дифференциацией,
содержащие много минеральных новообразований (чистые кварцевые пески,
каолиновые глины, кремнистые породы, известняки, железо-марганценосные
осадки и др.). В умеренном климате, где процессы выветривания были слабее
и протекали сезонно, формировались осадки, сложенные в основном
кварцево-полевошпатовыми и граувакковыми песчаниками при малом
участии гидрослюдистых и монтмориллонитовых глин; они отличаются
наименьшей зрелостью выветривания и минимальной степенью осадочной
дифференциации его продуктов. Карбонатные осадки здесь полностью
отсутствуют, масштабы аутигенного образования минералов незначительны.
Для территорий с аридным климатом, в прошлом целиком располагавшимся в
тропическом поясе, характерны формации: карбонатных красноцветов (в
континентальных бассейнах седиментации), карбонатно-сульфатная (зоны
морского мелководья и лагун) и экстракарбонатная (в условиях открытого
моря).
Показателями
аридного
климата
являются
обильная
карбонатоносность и соленосность осадков и широкое распространение в них
малогидратированных и совершенно безводных соединений (гематит,
ангидрит, бёмит). Из сказанного ясно, что в характерных особенностях
состава и строения многих горных пород отражена информация о
климатических условиях, существовавших в годы формирования этих пород.
Поэтому такие породы называют литологическими индикаторами или
показателями климата.
Литологические показатели распространены почти повсеместно; они
отражают климатические условия прошлого через характер и интенсивность
процесса выветривания, степень осадочной дифференциации и масштабы
аутигенного минералообразования. Роль и значение литологических
особенностей осадочных пород для палеоклиматологии подробно
рассматриваются в работах многих авторов (например, (Синицин, 1967)).
Вместе с тем нельзя и переоценивать климатическую информацию,
хранящуюся в особенностях строения осадочных пород, для получения
надежных представлений о климатических условиях, сопровождавших
образование этих пород в далеком прошлом, так как многие из них
формируются в достаточно широком климатическом диапазоне. Значение
некоторых типов осадочных пород как индикаторов климата до настоящего
времени все еще остается дискуссионным.
Основные профили коры выветривания (латеритные, каолинитовые,
каолинит-гидрослюдистые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые и т. д.)
могут рассматриваться как звенья одного типоморфного ряда, производного
главным образом от соотношения температуры и влаги. В различных
климатических областях, как в древности, так и в современную эпоху,
формировались и формируются коры выветривания вполне определенного
состава и мощности. Их продукты, в частности глинистые минералы, в
процессе переноса и аккумуляции в пределах устойчивых геоструктурных
единиц изменяются весьма мало. Следовательно, минеральный состав
продуктов переотложенной коры выветривания отражает климатические
условия областей сноса.
В областях тропического влажного климата в результате высокой
средней годовой температуры и обильного увлажнения выветривание
протекает весьма интенсивно. Этому способствует повышенное содержание в
природных водах углекислого газа и разнообразных органических кислот.
Выветривание достигает наивысшей стадии вплоть до выделения наиболее
устойчивых полуторных окислов железа и алюминия.
В областях тропического аридного климата дефицит влаги и связанное с
ним отсутствие сплошного растительного покрова резко ограничивают
развитие процессов химического выветривания, и поэтому в корах
выветривания сохраняется большое количество не подвергшихся разложению
минералов и продуктов начальных стадий выветривания.
В умеренном климате процессы химического выветривания ослабевают,
и оно проявляется сезонно. Довольно часто выветривание останавливается на
стадии гидратации, когда из горных пород удаляются наиболее подвижные
химические элементы (щелочи и щелочные земли) и частично кремнезем. С
угасанием химического выветривания в умеренном и особенно в
субарктическом (субантарктическом) климате ведущее положение занимают
процессы
физического
выветривания.
Последнее
ограничивается
механической дезинтеграцией исходных пород с сохранением в элювии
неустойчивых минералов. Приуроченность типов кор выветривания к
ландшафтно-климатическим областям показана в табл. 3.1. В ней отражены
средние годовые и средние сезонные температуры, радиационный баланс и
общее количество атмосферных осадков, в пределах которых могут
формироваться определенные типы кор выветривания.
Таблица 3.1.
Типы кор выветривания в различных ландшафтно-климатических зонах
Климатическая зона
Ландшафтная зона
Тропическая экстрааридная
Пустыня
Тропическая аридная
Полупустыня и
опустыненная саванна
Тропическая
влажная
Тропическая
влажная
переменно- Саванна
равномерно- Влажные леса
Основной тип коры
выветривания
Карбонатный,
сульфатнокарбонатный
Силицитный
Ферриаллитный, сиаллитный
Аллитный, латеритный
Субтропическая
переменно-влажная
Лесная
Ферритный, ферритносиаллитный
Умеренно-теплая
Лесная
Сиаллитный
В областях динамичного рельефа, аридного или холодного типа
климата формируются полимиктовые или аркозовые пески с низкими
коэффициентами устойчивости. В условиях жаркого и влажного климата
неустойчивые минералы разрушаются и формируются олигомиктовые и
мономиктовые пески. Последние своим образованием в большой мере
обязаны процессам глубокого химического выветривания и пространственно
ассоциируются с каолинитовыми и бокситовыми глинами. В таблице 3.2. дана
общая характеристика типов климата прошлого, нашедших отражение в
особенностях континентальных фаций.
Ассоциация
глинистых
минералов
также
часто
отражает
климатическую обстановку. В холодном климате образуются гидрослюда и
хлориды. Во влажной умеренной зоне образуются монтмориллонит и
гидрослюда, а в тропической – каолинит и галлуазит. Но в то же время в
морских осадках гумидной тропической области роль каолинита снижается.
Главенствующая роль здесь принадлежит гидрослюдам и монтмориллониту.
В аридной области образуются гидрослюда, монтмориллонит, палыгорскит и
сепиолит, их соотношение изменяется в зависимости от ландшафтных
обстановок. В континентальных бассейнах формируются гидрослюда и
палыгорскит. Отсутствие или ничтожно малое содержание каолинита в
глинистых толщах вызвано слабым проявлением процессов выветривания. В
лагунах накапливаются палыгорскит, монтмориллонит и гидрослюда, а в
морских условиях гидрослюдисто-монтмориллонитовая ассоциация.
Таблица 3.2.
Типы палеоклимата и соответствующие им особенности континентальных фаций –
индикаторов климата
Теплый и влажный
климат
1) высокая степень
выветриваемости
континентальных
осадков;
2) глубокое
химическое
преобразование,
связанное с
разложением веществ
на составные части;
3) обогащение коры
выветривания
химически
малоподвижными
соединениями;
Умеренно
влажный климат
Те же показатели,
что и у
предыдущего
климата, только
менее мощные
Холодный климат
Аридный климат
1) малая мощность
коры выветривания;
1) известковатость всех
континентальных
фаций, в водоемах
хемогенное
осадконакопление
(карбонатонакопление)
преобладает над
биогенным;
2) малая степень
химического
выветривания;
3) лучшая
сохранность
обломочного
материала из
материнских пород;
4) присутствие
ледниковых и водноледниковых
отложений.
2) континентальное и
лагунное
осадконакопление;
3) накопление рудных
концентраций Cu, Pb,
Zn осадочного
происхождения.
4) формирование
месторождений бокситов,
каолинитов,
континентальных железных
руд, каменного угля;
5) преобладание
биогенного
карбанатонакопления в
водоемах.
Горючие сланцы формировались в мелководных зонах морей и озерных
бассейнов. Основными генераторами органического углерода являлись
остатки разнообразных водорослей бентоса и планктона. В областях
накопления горючих сланцев климат был жарким и характеризовался
значительным солнечным освещением, способствующим развитию
фитопланктона и фитобентоса.
Масштаб и особенности угленакопления определяются сочетанием
многих природных факторов, среди которых ведущими являются климат,
палеогеографическая
обстановка,
тектонических
режим
и
тип
растительности. Все основные ландшафтные и геохронологические
закономерности угленакопления определяются климатом, от которого
полностью зависят характер и степень развития растительного покрова,
физико-географические и фациальные условия угленакопления и степень
фоссилизации растительных остатков.
Тектонический режим и палеогеографическая обстановка определяют
ритмичность и масштабность угленакопления.
Климат находит свое отражение и в петрографическом составе углей.
Угли класса гелитолитов, для которых свойственны высокая степень
остудения растительных тканей и большая разложенность, образовались в
условиях равномерно-влажного климата, а угли класса фюзенолитов, с
сохранившимися структурами растительных тканей, - в условиях переменновлажного климата в обстановке свободного доступа кислорода в
периодически подсыхающих болотах.
Исследования последних лет убедительно показали, что латеритные
покровы (элювиальные бокситы) являются образованиями равномерновлажного экваториального климата. Смена режима выпадения атмосферных
осадков приводит сначала к образованию на поверхности латеритных
бокситов инфильтрационного горизонта (кирасы). Условия переменновлажного тропического климата с одним или несколькими сухими сезонами
общей продолжительностью около 2-3 мес. приводят к деградации лесной
растительности, смене ландшафта влажных лесов парковыми и
высокотравными саваннами и широкому развитию процессов эрозии.
Мобилизация фосфора в континентальных условиях осуществляется в
условиях теплого влажного климата.
Фосфоритообразование морского происхождения приурочено к
границам гумидной и экстрааридной областей и постепенно угасает в зоне
равномерно-влажного и экстрааридного климата. Вместе с тем
фосфоритоносность гумидных и аридных областей существенно различна.
Для аридного типа фосфоритов характерны высокое качество и большое
содержание P2О5, пластовый тип залежей и преобладание оолитовых и
зернистых разностей. В областях переменно-влажного теплого климата
распространены желваковые залежи фосфоритов с невысоким содержанием
P2O5. Считается, что при гумидном фосфоритонакоплении преобладает
биогенная фиксация фосфора и фосфориты ассоциируются с глауконитовыми
сидеритоносными отложениями.
Повышенное содержание железа в земной коре является одной из
основных причин его значительной роли в аутигенном минералообразовании.
В окислительных условиях (областях аридного и переменно-влажного
климата) преобладает трехвалентное железо, а в восстановительных
(равномерно-влажный климат) - двухвалентное. Следовательно, отношение
Fе2О 3 к FeO в аутигенной части осадка может быть использовано в качестве
индикатора климата. Оно качественно выявляется и по окраске пород.
Осадки, обогащенные соединениями трехвалентного железа, обладают
красным цветом, а двухвалентного - зеленой, зеленовато-голубой и
зеленовато-серой окраской.
Накопление железа в морском мелководье осуществляется в гумидном
климате в двухвалентной форме в составе железистых хлоритов, глауконита и
сидерита. В зависимости от окислительно-восстановительного потенциала
среды железистые минералы в бассейне дифференцируются и образуют
последовательно сменяющие пояса. Вблизи берега моря образуются
гидроокислы и окислы железа, далее глауконит и окисные железистые
хлориды, в сторону открытого моря возрастают закисно-окисные железистые
хлориты, которые сменяются сидеритами, закисными железистыми
хлоритами, пиритом и марказитом. Присутствие глауконита в осадках
указывает на существование теплого климата, так как глауконит в осадках
современных морей распространяется до районов со среднегодовыми
температурами 12°С (изотерма самого холодного месяца 0°С).
Принято считать, что кремнезем в морской воде находится в стадии
недосыщения и в современных морях осуществляется его биогенное
осаждение диатомеями в высоких широтах и радиоляриями – в низких. В
щелочных средах растворимость кремнезема повышается и увеличивается его
миграционная способность. Источником кремнезема в морских образованиях
являются разнообразные коры выветривания. Достаточно убедительно связь
кремненакопления с корами выветривания обнаруживается в позднем
меловом и палеоцен-эоценовом бассейнах Западной Сибири. Здесь
наблюдается последовательная смена континентальных кварц-каолинитовых
песков
с
опаловым
цементом
прибрежно-морскими
кварцевоглауконитовыми песками, а далее опоками и кремнистыми глинами.
Палеоклиматические реконструкции, проведенные за последние годы,
убедительно показали, что образование хемогенных кремнистых осадков,
синхронных корам выветривания, происходит в областях влажного
тропического климата, а биогенных - в областях умеренного климата.
Большое значение для установления климатических условий прошлого
имеют тиллиты, или древние моренные отложения. В настоящее время
хорошо разработаны точные методы диагностики тиллитов, распространение
которых позволяет оконтурить области нивального климата. По наличию
ленточных глин уверенно определяется климат приледниковых районов.
Такие глины состоят из чередующихся слоев: мелкозернистые слои отложены
в зимний период, крупнозернистые – в летний период. Отложения писчего
мела характерны для тропических морских бассейнов.
3.2. Фациальный анализ
Метод восстановления палеогеографических условий (или обстановок)
формирования фаций осадочных пород называется фациальным анализом. В
основе фациального анализа, как и в основе других методов
палеоклиматологии, лежит принцип актуализма. Поскольку основой для
фациального анализа является изучение горных пород и ископаемых
организмов, его подразделяют на биофациальный и литолого-фациальный.
Основой для проведения биофациального анализа являются ископаемые
организмы и следы их жизнедеятельности. Например, для морских
организмов основными условиями обитания являются: 1) соленость; 2)
температура; 3) свет; 4) газовый режим; 5) глубина; 6) состав грунта на дне;
7) интенсивность движения воды. Каждый из этих факторов отражается: в
морфологии организма (например, в размерах раковины, её форме, толщине и
т.п.), в многообразии видов, влияет на расселение организмов по дну водного
бассейна. Поэтому в результате биофациального анализа по облику и другим
свойствам ископаемых остатков можно с определенной степенью
достоверности определить многие из перечисленных условий обитания и
оценить палеогеографические условия в районах находок ископаемых
организмов, существовавшие во время их жизни.
Литолого-фациальный анализ основан на определении вещественного
состава, структурных и текстурных признаков пород. Под структурой
осадочной породы понимают взаиморасположение макро-, мезо- и
микрообломков пород, которые слагают данную осадочную породу.
Размер обломков позволяет судить о степени удаленности обломочного
материала от источника (крупные находятся ближе к месту своего
образования, мелкие – более удалены).
Состав обломочного материала позволяет судить как о характерных
особенностях исходного разрушавшегося источника, так и о длительности
процесса переноса. Если в обломках сохранились неустойчивые к
разрушению минералы - это говорит о близком источнике сноса и о коротком
промежутке времени переноса. И наоборот, наличие в обломках только
устойчивых
минералов
свидетельствует о
длительном
переносе.
Минеральный состав может также указывать на среду и климат при
осадконакоплении. Существуют минералы-индикаторы среды и климата. Так
индикаторами морской среды и определенных интервалов глубин являются
минералы - глауконит, Fe-Mn конкреции, фосфорит и т.д. Индикаторами
климатов являются соль и гипс, торф и уголь, гидроокислы Fe и Al и т.д.
Сортировка обломочного материала отражает соотношение обломков
по размеру. (У хорошо отсортированных пород размеры обломков близки).
Сортировка является индикатором длительности переноса. Отсутствие
сортировки, т.е. присутствие обломков разного размера - признак быстрых
перемещений на небольшие расстояния. Это характерно для образования
морен, осыпей, глубоководных брекчий.
Форма обломков зависит от состава исходной породы и формы
переноса обломков. Например, морская галька отличается от речной
уплощенной формой, а ледниковая - угловато-окатанная (форма утюга).
Степень окатанности зависит от: 1) состава пород; 2) скорости и
длительности переноса обломков и др. По расположению обломков и их
ориентировке в породе можно судить о направлении движения обломочного
материала. Так устанавливают направления русел древних рек, береговую
линию моря.
Цементирующая обломки масса несет информацию о среде отложения
обломков. Небольшой её объем в породе указывает на подвижную среду, а
его возрастание - на спокойную обстановку водных бассейнов.
Текстуры осадочных пород разделяют на слоистые, массивные (не
слоистые) и поверхностей напластования.
Отсутствие слоистости отражает стабильный режим осадконакопления
(как по тектонической обстановке, так и по вещественному составу
осаждаемого материала), тогда как слоистость указывает на изменяющиеся
условия.
Выделяют два основных типа слоистости: параллельную и косую.
Параллельная слоистость образуется при чередовании отдельных
слойков, у которых поверхности напластования параллельны друг другу.
Такая слоистость образуется при выпадении осадка в спокойной водной
среде. Она подразделяется на линейную и прерывистую, равномерную и
неравномерную.
Косая слоистость образуется слойками внутри пласта, расположенными
косо к границам кровли и подошвы пласта. Такая слоистость образуется при
движении воды или ветра в процессе формирования осадка. Такие условия
наблюдаются в руслах рек, зонах подводного течения, в прибрежных частях
водных бассейнов и в наземных условиях.
Текстуры
поверхностей
напластования
подразделяются
на
органические
по
происхождению
(биоглифы)
и
неорганические
(механоглифы).
К биоглифам относят следы жизнедеятельности организмов (ходы
зарывающихся животных, следы ползающих, отпечатки следов четвероногих
и т.д.).
К механоглифам относят: 1) рельеф в форме ряби (водной или
ветровой); 2) многоугольники (трещины) высыхания, образующиеся на
высыхающих поверхностях в жарком сухом климате.
Все многообразие фаций разделяют на три большие группы:
континентальные, морские и переходные (или фации бассейнов с
ненормальной соленостью). В таблице 3.3 приведены диагностические
признаки ископаемых фаций.
Таблица 3.3.
Диагностические признаки ископаемых фаций
Морские фации
Фации
Прибрежные
(зона приливов
и отливов)
Состав пород
Конгломераты,
песчаники,
алевролиты.
Ракушечник, редко
угли.
Шельфа,
мелководные
(70-200 м)
Органогенные
известняки,
горючие сланцы.
Песчаники с
глауконитом,
алевролиты,
аргиллиты.
Хемогенные,
кремнистые,
карбонатные,
конкреции Fe,Mn,
P
УмеренноПреобладают
глубоководная глинистые, реже
до 500 м
алевролиты
и
песчаники.
Органогенные редко мел и др.
Хемогенные
кремнистые,
карбонатные,
пластовые
фосфориты
Глубоководн Глинистые,
ые
кремнистые,
до 3000 м
карбонатные илы
Больших
Современные
(абиссальны красные глины и
х)
глубин илы
>3000 м
Слоистость
Пологонакло
нная,
перекрестная
Органические
остатки
Толстостенные
раковины и их
обломки
Горизонтал
ьная
Разнообразны
еи
многочислен
ные
Тонкая
горизонтал
ьная
Малочисленные
Другие
признаки
Трещины
усыхания,
знаки ряби,
ходы илоедов
Слабое
хрупкие,
движение
тонкостенные придонных
раковины
вод
моллюсков
Редкие
радиолярии,
фораминифер
ы
В
ископаемом
состоянии
редкая фация
Ископаемые
фации
неизвестны
Континентальные фации
Фации
Элювиальные
Делювиальные
Коллювиальные
Пролювиальные
Аллювиальные
Озерные
Болотные
Состав
пород
Коры
выветриван
ия
(каолиновы
е глины с
обломками
коренных
пород)
Обломочны
й материал
слабо
окатанный
Шлейф
глыб и
щебня
Галечники,
конгломера
ты,
песчаноглинистые
породы
Терригенны
е
обломочны
е
Слоистость
Песчаноглинистые,
кремнистые
и
карбонатны
е с Fe-Si
конкрециям
и
Торф, бурые
и каменные
угли
Тонкая
Частые:
горизонтальная моллюски,
, реже косая
водоросли,
споры и
пыльца
Отсутствует
Органическ
ие остатки
Отсутствую
т
Другие
признаки
Окрашены
за счет
оксидов и
гидрооксид
ов Fe и Mn
Отсутствует
Отсутствую На склонах
т
иу
подножия
Отсутствует
Отсутствую
т
Косая речного
типа
Отсутствую
т
Косая
слоистость
Растительн
ые остатки,
раковины
моллюсков
Горизонтальна
я
Растительн
ые остатки
Укрупнени
е
отложений
вниз по
разрезу
Знаки ряби
Тесно
связаны с
речными,
озерными,
прибрежно-
Пустынные
Моренные
Флювиогляциаль
ные
Озерноледниковые
Песчаноглинистые с
линзами
солей
Валуны,
галечники,
песчаноглинистые
Песчаногалечный
Глинистоалевритовые
с
песчаникам
и в краевых
зонах
морскими
фациями
Перемежающая Редкие
Трещины
ся. Следы
усыхания,
ветровой ряби
красноцветн
ая окраска
Не слоистые
Отсутствую Следы
т
ледниковой
штриховки
Косая
слоистость
Тонкая
горизонтальная
ленточного
типа
Отсутствую
т
Отсутствую
т
Плохая
окатанность
Наличие
известковы
х стяжений
Переходные фации
Фации
Состав пород
Слоистость
Лагунные
Горизонтальна
я
Опресненны
х бассейнов
Алеврито глинистые,
органогенные
Засоленных
бассейнов
Соляные и
карбонатные,
песчаноглинистые
загипсованные,
мергели
Дельтовые
Пестрота
Косая
литологическог
о состава
ПесчаноРечного типа
глинистые
и
железистые
Эстуариев
и лиманов
Горизонтальна
я
Органически
е остатки
Другие
признаки
Обильны:
водоросли,
мшанки,
моллюски
плохой
сохранности
Отсутствуют
Отсутствую
т глауконит
и фосфорит
Отсутствуют
Скопления
угля
и
нефти
В основном - Скопления
растительны угля, нефти
е
и газов
По результатам проведенного фациального анализа составляют
фациальные разрезы и планы. После этого составляют палеогеографические
карты, на которых отражаются физико-географические условия в
определенный геологический период.
3.3. Литогенетические формации как основа палеоклиматического
районирования
Несмотря на достаточную убедительность климатической значимости
многих литологических
типов
(фаций)
при
палеоклиматических
реконструкциях, при проведении этих реконструкций необходимо
использовать не отдельно взятые типы пород, а их комплекс и рассматривать
в парагенезисе с другими индикаторами.
Основными факторами, определяющими состав осадочных формаций,
являются климатический и тектонический. Роль тектонического фактора
среди осадков платформ и срединных массивов резко уменьшается и на
первый план выдвигается климатический. При палеоклиматических
исследованиях особо важную роль приобретает анализ отложений
платформенного чехла, в этом случае выделяются и анализируются
литогенетические формации.
Литогенетические формации различаются между собой по степени
переработки пород субстрата выветриванием, по характеру дифференциации
продуктов выветривания в процессе переноса и аккумуляции, по продуктам и
масштабу аутигенного минералообразования. Ввиду того что состав
литогенетических формаций и характер их распространения обусловлены
климатом, они могут быть использованы при палеоклиматических
реконструкциях.
В аридных областях при обилии солнечной радиации, недостатке влаги
и
слабом развитии
поверхностного
стока
многие
соединения,
освободившиеся в процессе термического воздействия на горные породы,
сохраняются на месте. Хлориды и сульфиды, несмотря на высокую
подвижность, накапливаются в непосредственной близости от места
освобождения. В аридных и экстрааридных областях наиболее развиты
терригенные образования разной размерности, а глины монтмориллонитового
и гидрослюдистого состава играют резко подчиненную роль.
Осадконакопление и выветривание происходят либо в слабо
нейтральной, либо в щелочной среде ввиду наличия большого количества
освобожденных щелочных и щелочноземельных элементов и отсутствия
нейтрализующих их органических веществ. В этих условиях энергично
мигрируют соединения кремнезема, широко распространенные вместе с
карбонатами как в корах выветривания, так и в осадках. Присутствие окислов
железа и недостаток органического углерода окрашивают горные породы в
красный цвет.
В пределах аридной области в результате кратковременного, но
обильного выпадения атмосферных осадков формируются пролювиальные
грубообломочные отложения (фации конусов выноса и селевых потоков).
Широко распространены элювиальные осадки, но сравнительно редко
встречаются пойменные фации. Большая геологическая роль ветра в аридной
области способствует накоплению эоловых отложений. Морские бассейны и
крупные
континентальные
водоемы
характеризуются
повышенной
соленостью или насыщены карбонатом кальция. В первом случае происходит
формирование эвапоритов (гипсы, ангидриты, соли), а во втором известково-доломитовых осадков.
Каждой термической зоне аридного седиментогенеза, так же как и в
целом всей аридной области, соответствует специфический набор
литогенетических формаций. Характерными литогенетическими формациями
тропической и субтропической зон являются карбонатная и гипсоносная
красноцветная
терригенная
континентальная
формация
(формация
красноцветов), эвапоритовая, карбонатно-сульфатная и экстракарбонатная
формации.
Красноцветная карбонатная и гипсоносная формация в основном
состоит из грубообломочных образований плохой окатанности и сортировки.
Преобладают обломки, не подвергшиеся химическому выветриванию.
Полностью отсутствуют растительные остатки и гумусовые вещества.
Небольшое
количество
глин
представлено
гидрослюдами,
монтмориллонитом, палыгорскитом и сепиолитом. Осадки сильно
известковые и гипсоносные. Цвет формации обусловлен присутствием
большого количества окислов железа.
Карбонатно-сульфатная
и
эвапоритовая
формации
являются
мелководно-морскими аналогами красноцветной карбонатной и гипсоносной
континентальной формации. Осадки формации накапливались в мелководных
участках, в заливах и крупных лагунах. Периодическое нарушение открытой
связи с нормально-соленым морским бассейном при сильном испарении
способствовало увеличению концентрации солей в мелководье и лагунах.
При этом осаждались соли, гипсы, доломиты и высокомагнезиальные
карбонаты. В условиях переменной солености и высокой температуры
морской воды в бассейнах обитали только теплолюбивые эвригалинные
двустворчатые моллюски и гастроподы. Массовая гибель этих организмов
происходила при возрастании солености.
В открытых морских бассейнах тропической и субтропической зон
формировались осадки экстракарбонатной формации. Характерной чертой
данной формации является высокая концентрация карбонатного вещества.
Преобладают хемогенные и органогенные известняки и доломитовоизвестковые осадки. Часто встречаются органогенные и органогеннообломочные
известняки
(коралловые,
мшанковые,
водорослевые,
брахиоподовые, фораминиферовые), широко распространенные также в
тропических зонах гумидной области.
В умеренно-теплой зоне аридного климата на континентах
распространена красноцветная гипсоносная формация, которая, обладая
всеми специфическими чертами красноцветной формации тропической и
субтропической зон, отличается от последней меньшим количеством
карбонатов и преобладанием гипсов. В бореальной зоне аридного климата
аналогом карбонатных и гипсоносных красноцветов является формация
карбонатных сероцветов. Для нее характерен грубый обломочный материал с
плохой окатанностью и сортированностью, полимиктовый и очень редко
олигомиктовый состав, резкое преобладание неустойчивых к выветриванию
минералов над устойчивыми, гидрослюдисто-монтмориллонитовый состав
глинистых составляющих. Осадки содержат значительное количество извести
и гипса. Количество гумусовых веществ ничтожно. Отличительной чертой
данной формации от ее тропического аналога является цвет, зависящий от
количества окислов железа. Соединения железа слабо выносятся из исходных
пород ввиду низкой температуры и большой сухости. Окраска осадков
формации часто зависит от цвета исходных пород.
Обилие влаги в гумидном климате увеличивает гидратацию и
выщелачивание и благоприятствует развитию растительного покрова.
Поэтому в почвенных и грунтовых водах увеличивается количество
гуминовых кислот и углекислого газа и они становятся агрессивными. Кислая
среда способствует глинообразованию и накоплению восстановительных
соединений.
Осадконакопление осуществляется в основном в водных условиях. На
озерно-аллювиальных низменностях периодически возникают заболоченные
участки.
В умеренно-теплой зоне распространены слабоугленосная и
пестроцветная глинистая формации. Слабоугленосная формация слагается
кварцевыми песками, монтмориллонитовыми и гидрослюдистыми глинами с
подчиненными прослоями лигнитов, углистых и лигнитовых глин.
Пестроцветная глинистая формация является климатическим эквивалентом
бескарбонатной красноцветной.
Среди морских формаций широким распространением пользуются
разнообразные глинистые, терригенные (олигомиктовая и полимиктовая),
глинисто-карбонатные и слабокарбонатные формации.
Интенсивность процессов выветривания и зрелость продуктов в
значительной степени зависит от температурного режима.
Цвет формаций гумидного климата в основном светлый (серый, белый),
реже зеленый и черный. Он зависит от количества гумуса, степени
разложения органических веществ и содержания закисного железа.
В гумидной области широко распространена угленосная формация,
входящие в ее состав глины гидрослюдистого, монтмориллонитового или
смешанного состава. Терригенная часть формации представлена средне- и
мелкозернистыми полимиктовыми песками с глинистым цементом.
Угленосная формация лимнического и параллического типа характерна для
равномерно-влажного умеренного климата.
Значительным распространением в равномерно-влажной области
пользуются различного состава олигомиктовые формации. В них
преобладают глины, а песчаные фракции обогащены устойчивыми к
выветриванию минералами. Много аутигенного железа, сосредоточенного в
глауконитах, лептохлоритах, шамозитах и сидеритах.
Широко распространены мономиктовые (кварцевая терригенная,
кварцево-каолинитовая терригенная) и глинистые формации. Известны
каолинит-монтмориллонитовые,
монтмориллонит-гидрослюдистые
и
существенно каолинитовые глины.
Освобожденный при выветривании кремнезем в кислой среде
связывается со свободным глиноземом в каолинит, но при наличии
слабокислой или нейтральной среды выносится в морской бассейн, где
происходит его осаждение. Типичными осадками кремнистой формации
являются кварцевые пески, опоки, опоковидные глины, трепел, диатомиты,
спонголиты, кремнистые глины. В зависимости от температурного фактора
генетические особенности кремнистой формации различны. В зонах
тропического и субтропического климата распространены биогенные
кремнистые образования, а в умеренном климате ‒ хемогенные.
Формация горючих сланцев и битуминозных глин в отличие от
угленосной является концентратором органического углерода за счет
видоизменения водорослей и планктонных микроорганизмов. В мелководных
условиях формировались также осадки экстракарбонатной формации. а в
удаленных – слабокарбонатной и глинисто-карбонатной формаций, которые
по литологическому составу существенно не отличаются от аналогичных
формаций переменно-влажного климата.
Область переменно-влажного климата располагается между аридной и
равномерно-влажной областями и поэтому литогенетические формации
данной области сочетают в себе черты двух климатических областей.
Характерной чертой переменно-влажной области является смена сухих
периодов увлажненными. Сильное термическое воздействие на горные
породы освобождает многие соединения, в том числе и малоподвижные. В
сухое время только сульфаты и хлориды мигрируют, тем самым увеличивая
концентрацию многочисленных водоемов и прибрежной части морских
бассейнов. В периоды увлажнения в результате увеличения поверхностного и
грунтового стока резко усиливается гидратация и выщелачивание.
Благодаря обилию гуминовых кислот и углекислого газа, возникающих
при разложении растительных остатков, среда выветривания и
осадконакопления в периоды увлажнения меняется от нейтральной и
слабощелочной на кислую. Обилие агрессивных вод способствует
выщелачиванию пород, которые в сухое время года подвергались лишь
дезинтеграции и слабому разложению. В это время многие соединения
мигрируют. Одновременно с этим усиливается размыв продуктов
выветривания и элювия. При наступлении сухого периода уровень грунтовых
вод понижается и термическому воздействию подвергаются уже слабо
выветренные породы, оказавшиеся на поверхности.
В условиях сильного поверхностного стока возрастают дальность и
скорость переноса обломочного материала, следствием этого является
хорошая сортировка и окатанность обломков. Среди терригенных отложений
сравнительно редко встречаются грубообломочные, а устойчивые минералы
преобладают над неустойчивыми. Большим развитием пользуются глинистые
и песчано-глинистые образования. Основными глинистыми минералами
являются каолинит, монтмориллонит и реже гидрослюда.
Своеобразие климатических условий нашло отражение в составе
литогенетических формаций. Для переменно-влажной области характерны
слабокарбонатная и бескарбонатная красноцветная, пестроцветная глинистая,
глинистая гипсоносная и целый ряд морских формаций. Среди последних
известны глинисто-карбонатная, слабокарбонатная, экстракарбонатная,
глинистая слабоугленосная, олигомиктовая и мономиктовая терригенные.
Слабокарбонатная и бескарбонатная красноцветные формации
характерны для тропической и субтропической зон. Экстракарбонатная
формация отличается от равномерно-влажного аналога присутствием
известково-доломитовых осадков и меньшей ролью хемогенных известняков.
Главную роль в строении формаций играют разнообразные органогенные,
органогенно-обломочныеи детритовые известняки.
Олигомиктовая формация характерна для тропической и субтропической зон. В ее состав входят каолинит-монтмориллонитовые глины и
пески, состоящие главным образом из кварца. Много аутигенных
образований железа в виде сидерита и гидрогетита, кремнистых,
известковистых и фосфоритовых конкреций. Иногда фосфориты образуют
отдельные пласты. Олигомиктовые формации в зависимости от состава
подразделяются на кварцево-глауконитовую и железисто-кремнистую
субформации,
которые
являются
эквивалентом
бескарбонатной
красноцветной и слабокарбонатной формаций.
4. ОКЕАНИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА
Осадконакопление в морях, океанах (и озерах) является одним из
важнейших геологических процессов, в результате которого образуются
новые породы. Снесенный с суши ветром и водными потоками материал, в
конечном итоге накапливается на дне морей и океанов, где формируются
толщи песка, алевритов и глины. Большей частью такого рода
осадконакопление происходит на береговых линиях материков и влечет за
собой увеличение их площадей за счет наращивания дельт, шельфов и рифов.
Алевриты и глинистые отложения обычно осаждаются на дне океанов и
морей дальше от берега. При последующем поднятии этих районов они
преобразуются в глинистые сланцы. Пески преимущественно отлагаются на
береговых линиях и при наличии необходимых условий преобразуются в
песчаники. Лишь незначительная часть обломочного терригенного материала
выносится далеко за пределы шельфа. Если вынесенные продукты
разрушения не подвергаются сортировке, то со временем они превращаются в
конгломераты.
Химические соединения, выносимые в растворах, важны как запасы
веществ, необходимых для жизнедеятельности морских растений и
животных. Например, кальций используется для построения известковых
раковин и оболочек, а вместе с фосфором – для построения костей и зубов;
железо необходимо для работы системы крови у рыб и других животных, а
кобальт определяет действие витамина В12. Когда обитающие в морях
животные умирают, их раковины и скелеты, состоящие из карбоната кальция,
оседают на морском дне, а при последующем поднятии территории
обнажаются в виде толщ известняка. Растворенные в морской воде
химические вещества могут осаждаться и при ее испарении. Именно таким
способом образуются месторождения поваренной соли.
Глубоководные океанические и морские осадки являются важным
источником информации о климатических событиях, имевших место на
континентах в прошлые эпохи. Расположенные под мощным слоем воды эти
осадки защищены от внешних воздействий (влияния климатических
изменений на уже осажденный материал, ветровой и химической эрозии, и
связанных с ними процессами разрушения, размыва, переотложения и пр.).
Поэтому глубоководные осадки морей и океанов представляют собою
уникальную и хорошо сохранившуюся летопись климатических и
геологических событий, имевших место на континентах в прошлом, в силу
чего они могут быть использованы для модельной реконструкции этих
событий во времени. Следует сразу отметить, что подобная реконструкция
стала возможной только с успехами, достигнутыми при радиоизотопном
(радиохимическом) изучении осадков. Только применение для целей
геохронологии морских и океанических осадков радиоизотопных методов
позволило впервые определить абсолютный возраст этих формаций и
установить протяженность геологических и климатических эпох. В последние
десятилетия в области радиохимии и радиохронологии океана достигнут
большой прогресс. Стали понятными механизмы накопления на
океаническом дне многих радиоэлементов, разработаны основы абсолютной
геохронологии морских и океанических отложений, накоплен большой
фактический материал из результатов датирования осадков. Однако
существует и ряд значительных нерешенных проблем (в частности, проблема
влияния на формирование донных осадков подводных гидротермальных
источников),
требующих
проведения
специальных,
углубленных
радиохимических исследований морской среды.
Разрезы континентальных отложений, в отличие от колонок
океанических осадков, нельзя рассматривать как источник сведений о
непрерывной цепи палеоклиматических событий. В течение последнего
миллиона лет материковые осадки испытывали мощное воздействие таких
внешних факторов, как наступление и отступление ледника, физическое и
химическое выветривание, размыв, переотложение и др. По этим причинам
континентальные разрезы с сохранившимися в них погребенными
отложениями несут в себе информацию лишь о каких-либо фрагментах
Земной истории. Кроме того, континентальным осадкам свойственно
многообразие генетических типов, они тесно связаны с рельефом и другими
местными факторами, поэтому континентальные разрезы являются
локальными. Полученные при их изучении палеоклиматические результаты
могут быть экстраполированы на часть континента, но не могут быть
распространены на планету в целом. Глубоководные же морские и
океанические осадки, напротив, хранят информацию о глобальных по
масштабу
геологических
событиях.
Сопоставление
результатов
геохронологического изучения океанических, морских и континентальных
формаций является важной нерешенной палеоклиматической проблемой.
4.1. Зональность осадконакопления в океанах
В отличие от континентов в океанах значительно труднее провести
границы между разными типами попавших в донные осадки пород по
климатическому фактору, так как кроме климата в их распределении
значительная роль принадлежит вертикальной и циркумконтинентальной
(ориентированной вдоль параллелей на континентах) зональности.
Согласно выдающемуся специалисту по литологии морских осадков
Лисицыну А.П., в идеализированном океане наблюдается следующее
распределение типов осадков. В областях очень холодного, ледового климата
(арктический, антарктический, субарктический, субантарктический пояса)
преобладают обломочные осадки, распространенные как на шельфе, так и в
пределах пелагиали. Песчаные осадки представлены здесь, главным образом,
полимиктовыми разностями, а тонкозернистые – хлорит-иллитовой
ассоциацией с полевыми шпатами.
В умеренном поясе на шельфе распространены обломочные и
глинистые осадки, а также ракушечники. Широко распространены все
разновидности терригенных осадков, но в особенности мезомиктового и
олигомиктового типа. Среди тонкодисперсных возрастает роль иллита и
кварца. Сильно развит процесс волновой переработки материала (сортировка,
перемещение, истирание) в пределах шельфа.
В тропическом и экваториальных поясах преобладают биогенные
карбонатные и кремнистые осадки, а ниже критической глубины накопления
карбонатов – красные глубоководные илы. Терригенные образования
главным образом распространены на шельфе и приурочены к дельтовым
частям крупнейших речных систем и к областям пустынь. Небольшое
количество поступающего терригенного материала с континентов
компенсируется биогенным осаждением. Тропические и экваториальные
широты – это царство биогенных карбонатных (фораминиферовых (рис. 4.3),
фораминиферово-кокколитофоритовых, коралловых) осадков. На шельфах
преобладают коралловые рифы, карбонатные ракушечники, фосфоритовые
стяжения и глауконит. В аридных секторах образуются арагонит и доломит.
Во влажно-тропическом секторе, где преобладает вынос огромного
количества пелитового материала, формируются мангровые болота и илистые
осадки. Для последних характерными аутигенными минералами являются
шамозит и гидробиотит. Широко распространены тонкодисперсные осадки
каолинит-монтмориллонитового состава. Каолинит и монтмориллонит
системами течений переносятся в пелагические части морей. В этих областях
наряду с красной глубоководной глиной широко распространены железомарганцевые конкреции.
От полюсов к экватору постепенно увеличивается роль арагонита и
концентрация магния в карбонатных осадках, но одновременно снижается
стойкость карбоната кальция к растворению.
Современное кремнеобразование в океанах связано с биосом, общее
количество
и
таксономический
состав
которого
определяется
климатическими условиями. В умеренных и высоких широтах развиты
диатомовые илы, а также кремнево-губковые осадки. Диатомовые илы
большей частью состоят из створок панцирей диатомовых водорослей (рис.
4.1). Диатомовые водоросли (диатомеи, кремнистые водоросли) являются
одноклеточными или колониальными организмами. Клетки диатомовых
водорослей имеют твердый кремневый панцирь, состоящий из двух
половинок – нижней (гипотеки) и верхней (эпитеки). Известно свыше 12
тысяч видов диатомовых водорослей, обитающих в морских и пресных водах,
на сырой почве и т.п. Остатки диатомовых водорослей обнаруживаются,
начиная с юрского периода. В тропических и экваториальных широтах
распространены радиоляриевые (рис. 4.2), радиоляриево-диатомовые и
диатомовые (этмодискусные) кремнистые осадки.
Рис. 4.1. Кремневые панцири диатомовых водорослей. Панцири этих водорослей
составляют бóльшую часть диатомовых илов на дне морей. Скопления створок
диатомовых водорослей местами образуют мощные толщи диатомитов – рыхлых или
слабосцементированных кремнистых осадочных горных пород.
Рис. 4.2. Скелеты радиолярий составляют значительную часть океанических
осадков и осадочных горных пород (в частности известняков)
В океанах биогенные осадки практически отсутствуют в высоких
широтах и в областях, примыкающих к аридным континентальным секторам.
Главная масса биогенного осадконакопления осуществляется в гумидных
областях тропического и экваториального поясов и в областях апвеллингов.
К последним приурочено не только массовое осаждение биогенного
кремнезема, но и фосфатонакопление.
4.3. Палеотермометрические океанические исследования
Важное значение при палеоклиматических исследованиях принадлежит
методам определения температуры воды древних морских и пресноводных
бассейнов. Значения температуры не только позволяют уточнять
качественные
термические
условия,
установленные
по
составу
литогенетических
формаций,
типам
осадочных
пород,
ареалу
распространения стенотермной фауны морских беспозвоночных и наземной
фауны (по особенностям растительного покрова), но и дают возможность
определить температурные условия тех частей морского бассейна, по
которым отсутствуют палеоклиматические индикаторы.
4.3.1. Метод изотопной (18О) палеотермометрии.
Обоснование и развитие метода изотопной (18О) палеотермометрии
связано с фундаментальными исследованиями Г. Лоуэнстама, Р. Боуэна, Р. В.
Тейс, Д. П. Найдина и др.
На основе установленной зависимости
равновесного распределения тяжелого изотопа кислорода в воде и
органогенном карбонате от температуры образования последнего, а также на
основе возможности сохранения первичного изотопного состава в
ископаемых организмах, были определены палеотемпературы для ряда
областей земного шара.
В основе метода лежит определение относительного содержания
тяжелого изотопа кислорода 18O (по отношению к более распространенному
изотопу 16О) в кальците, из которого состоят панцири повсеместно
встречающихся микроскопических планктонных фораминифер (рис. 4.3) и
других панцирных животных, обитающих в океанах. Оба изотопа
включаются в кальцит (CaCO3) в том соотношении, в котором они находятся
в окружающей морской воде. А их соотношение в воде, в свою очередь,
связано с общей климатической ситуацией на планете. При крупных
оледенениях значительная часть воды, испарившаяся из океана и выпавшая
на суше над ледниками, в океан не возвращается. При сравнительно
невысоких температурах в периоды оледенений с поверхности океанов
испаряются, большей частью, легкие молекулы воды, содержащие 16О.
Соответственно, молекулы воды, содержащие изотоп кислорода 18О, будучи
более тяжелыми, чем обычные молекулы воды (с изотопом кислорода 16О),
остаются в океане, их относительное содержание в океанской воде
увеличивается. При развитии оледенений в связи с изъятием пресных вод
увеличивается и соленость моря. При сильном таянии ледников в периоды
потеплений, когда пресная вода возвращается в океаны, океанические воды
обогащаются легким изотопом кислорода. То есть при потеплении доля
молекул воды в океанах с тяжелым изотопом кислорода уменьшается. Эти
колебания в относительном содержании 16О и 18О в воде отражаются
составом кальцита, из которого образуют свои раковинки фораминиферы,
кокколитофориды, а также крупные животные ‒ моллюски и плеченогие. Эти
организмы, отмирая, входят в состав донных осадков. Накапливаясь в донных
отложениях, раковинки фораминифер и других животных становятся
важнейшим источником информации о соотношении свободной и связанной
во льдах воды, а значит и колебаниях температуры, за сотни тысяч лет. Взяв
колонку донных отложений, можно по тому, как изменяется δ18О с глубиной,
судить о происходивших на Земле оледенениях или потеплениях.
Рис. 4.3. Foraminifera D’Orbigni. См. также рисунок 1.7 из главы 1.
Астрономическая теория колебаний климата М. Миланковича,
разработанная им ещё в 1913 г., объяснила ледниковые циклы как реакцию
климатической
системы
на
изменения
инсоляции,
создаваемые
возмущениями орбитального движения Земли в Солнечной системе,
вызванными гравитационными взаимодействиями с другими планетами.
Более полувека климатологи считали, что эти вариации поля инсоляции
слишком слабы, чтобы вызвать такую бурную реакцию в климатической
системе, как ледниковые циклы. Но эти сомнения оказались напрасными.
Расчёты в рамках теории Миланковича при помощи уравнений небесной
механики показали, что эти возмущения содержат колебания с периодами 1923 тыс. лет (прецессионные), 41 тыс. лет (создаваемые колебаниями наклона
экватора к плоскости земной орбиты) и 100 тыс. лет (колебания
эксцентриситета орбиты). И именно эти периоды были обнаружены в 1976 г.
Дж. Хейсом, Дж.Дж. Имбри и Н. Шеклтоном при проведении спектрального
анализа климатических рядов, полученных по измерениям относительного
содержания тяжелого изотопа кислорода δ18O в некоторых колонках
океанических осадков. Это и послужило фактическим подтверждением
астрономической теории Миланковича.
Как выяснилось позднее, изменения относительного содержания
изотопов кислорода по длине океанических колонок оказались теснейшим
образом коррелированными с изменениями другого, независимо
полученного, показателя палеотемпературы, а именно с изменениями
относительного содержания дейтерия и протия по длине ледовых кернов,
полученных при глубоком бурении ледового щита Антарктиды (см. рис. 5.6
из главы 5).
Однако метод кислородной изотопной палеотермометрии имеет ряд
ограничений и сложностей при интерпретации. К их числу относятся
задержка изменения процентного состава изотопов кислорода 16О и 18О,
включаемых в скелетные карбонаты в ответ на изменения температуры
океанской воды. Кроме того, обнаружены зависимость концентрации
изотопов кислорода от водного фона или солености и нарушение первичного
изотопного состава кислорода в процесах диагенетических преобразований
скелетных карбонатов (загрязнение, вторичный обмен, полиморфизм
карбоната кальция, перекристаллизация и т. д.). Почему нарушение
прижизненного изотопного состава кислорода скелетных карбонатов в
процессе диагенеза в определенной степени ограничивает применение этого
метода? В ходе процесса диагенеза происходит образование вторичного
карбоната кальция, заполняющего поры, пустоты и щели скелета после
отмирания организма. Довольно часто вторичный кальцит образуется на
скелетах с рыхлой, пористой или ячеистой структурой (гастроподы (рис. 4.4),
некоторые двустворчатые моллюски, панцири иглокожих), а также по
трещинам, сколам и отверстиям, оставленным сверлящими моллюсками.
Кроме того, изменение первичного изотопного состава происходит в
результате обмена между водной массой и раковинами организмов на дне
моря под воздействием иловых вод.
Рис. 4.4. Брюхоногие моллюски или гастроподы - наиболее многочисленный класс
моллюсков. К нему относится почти 100 тысяч видов - вымерших и современных. Тело
разделяется на туловище, ногу и голову. Судя по всему это очень древний класс
моллюсков, их следы в окаменевших осадках находят в самых ранних периодах палеозоя.
В основном это бентосные организмы, морские и пресноводные, хотя есть и наземные
формы. Эти наземные формы известны практически всем – это улитки и слизни. Слизни в
процессе эволюции раковину утратили вообще. Раковины морских гастропод, как правило,
спирально закрученные, иногда с шипами. Плоские спирально закрученные раковины
брюхоногих моллюсков иногда ошибочно принимают за раковины аммонитов. Многие
раковины гастроподов небольшие и хрупкие, что затрудняет их извлечение и определение.
Многочисленные экспериментальные данные однозначно указывают на
невозможность использования для палеотемпературных определений
скелетов организмов, дышавших кислородом воздуха. Малоперспективны для
этих целей скелеты организмов, обитавших в приливно-отливной части моря,
а также скелеты иглокожих, известковых водорослей и кораллов, которые в
процессе жизнедеятельности могли соприкасаться с воздухом. Для
палеотемпературных определений изотопным методом обычно используются
скелеты фораминифер, брахиопод, головоногих (белемниты, аптихи) и
двустворчатых моллюсков - обитателей нормальносоленых морских
бассейнов, имевших первичный кальцитовый состав.
4.3.2. Метод магнезиальной палеотермометрии.
Данный метод основан на изменении концентрации магния и
отношения концентраций кальция и магния в раковинах панцирных
организмов в зависимости от географической широты, глубины и
температуры водной среды обитания организмов. Между отношением
кальция к магнию и температурой среды обитания существует обратная
(гиперболическая) зависимость. Исходя из распределения магния и
изменения кальций-магниевых отношений в кальцитовых скелетах различных
групп современных и ископаемых организмов, в которых эта величина
зависит от температурных условий, были разработаны палеотемпературные
шкалы.
Исследования последних лет обнаружили изменение концентрации
магния и отношения кальция к магнию в зависимости от таксономической
принадлежности организмов, и, следовательно, для объективного
определения температур среды обитания организмов необходимо создание
палеотемпературных шкал для отдельных отрядов и семейств, а возможно и
для более низких таксономических единиц.
Ввиду того, что в раковинах, сложенных первичным кальцитом, по
сравнению с арагонитовыми структурами лучше сохраняются прижизненные
концентрации магния, эквивалентные реальным температурам, можно
считать, что только формы с кальцитовой раковиной являются пригодными
для палеотемпературных определений.
Значительным ограничением метода магнезиальной палеотермометрии
долгое время считалась соленость. На первых этапах для снятия фактора
солености привлекались только стеногалинные организмы, в частности
брахиоподы, белемниты, крупные фораминиферы. В дальнейшем было
установлено, что воздействие солености на концентрацию магния в
раковинах сказывается довольно слабо. Слабое засолонение или опреснение
мало влияет на кальций-магниевое отношение.
По магнезиальности раковин планктонных форм (планктонные
фораминиферы, кокколитофориды) и организмов, обитавших в литоральной
части (кораллы, брахиоподы, известковые водоросли, двустворчатые
моллюски), определяются или средние годовые температуры или
температуры наиболее теплого времени года приповерхностных зон морских
бассейнов. По бентосным организмам мелкого или глубокого шельфа
устанавливаются средние температуры среды обитания, в полной мере
зависимые от глубины. Многие из используемых для палеотемпературного
анализа организмов являлись эвритермными, т. е. они развивались в довольно
широких температурных диапазонах. Например, брахиоподы, устрицы,
пектиниды и другие двустворчатые моллюски обитали не только в
тропических водах, но и в морях умеренного пояса. Организмы, обитавшие в
тропических морях, наращивали раковины более или менее равномерно в
течение года, и, следовательно, их магнезиальность отражает средние
годовые температуры. Аналогичные формы, но из морей в субтропической
или умеренной зоне, наращивали раковины только в теплое время;
следовательно, по ним определяются средние температуры теплого сезона.
Средние
годовые
температуры
независимо
от
местообитания
устанавливаются по магнезиальности скелетных образований кораллов,
мшанок, известковых водорослей, белемнитов и т. д.
4.3.3. Стронциевый метод палеотермометрии.
Хотя концентрация стронция в раковинах многих морских организмов,
по-видимому, не зависит от температурного режима, установлено, что в
раковинах пресноводных моллюсков арагонитового состава она имеет
палеотемпературную значимость.
Определение кальций-стронциевых отношений, проведенное на
образцах современных пресноводных моллюсков, и сравнение их значений со
средними годовыми температурами соответствующих мест обитания в реках
северных, умеренных и южных широт России и тропической аридной области
Африки позволили предварительно оценить пределы колебания этих
отношений в зависимости от температурного режима. Отношения кальция к
стронцию менее 100 характерны для тропических зон, а более 500 - для
умеренно-холодного климата, причем коэффициент корреляции равен
(‒0,94).
Стронциевый метод был применен для определения температурных
условий плиоценовой и четвертичной эпох европейской части России.
Полученные
абсолютные
значения
хорошо
согласуются
с
палеотемпературными
определениями
методом
магнезиальности
прилегающих морей, палеоклиматическими и палеогеографическими
данными.
5. ЛЕДОВЫЕ ИНДИКАТОРЫ ИЗМЕНЕНИЙ КЛИМАТА
5.1. Изменения средней температуры Земли за последние 800 тысяч
лет, определенные по содержанию дейтерия в ледовых колонках
Ледовый покров Антарктиды и Гренландии существует непрерывно
уже сотни тысяч лет. В прибрежных районах этих огромных территорий лед
может в виде ледников стекать в океан и теряться, уходя от берегов. В тех же
районах, где ледяной покров неподвижен, он все эти сотни тысяч лет в
основном лишь нарастал сверху за счет атмосферных осадков (снега, снежной
и ледяной крупы). Оказывается, что формировавшийся такое длительное
время ледовый покров не однороден по толщине. Слои льда, расположенные
на разной глубине (то есть образованные в разное время), слегка отличаются
друг от друга по процентному содержанию в них дейтерия (тяжелого изотопа
водорода 2H) и обычного водорода (протия). Эти изотопы водорода в
прошлом входили в состав молекул воды, выпадавшей на растущую толщу
льда с осадками. По соотношению в ледовых слоях концентраций дейтерия и
протия можно судить о температуре воздуха в период образования этих
ледовых слоев, поскольку конденсация тяжелых (т.е. содержащих дейтерий)
молекул воды происходит при несколько более высокой температуре, чем
конденсация легких (содержащих протий). Это значит, что осадки с
повышенным содержанием дейтерия выпадают при несколько более высокой
температуре, чем осадки с легкими молекулами воды, содержащими обычный
изотоп водорода. Следовательно, ледовым слоям (участкам ледовых
колонок), обогащенных дейтерием, соответствуют теплые периоды в истории
Земли. Из сказанного ясно, что ледовый покров Антарктиды и Гренландии
хранит в своих ледовых слоях память о теплых и холодных периодах в
земной истории за сотни тысяч лет.
Связь теплых и холодных периодов в истории Земли с повышенными и
пониженными концентрациями дейтерия в ледовых слоях можно объяснить и
другим образом. В воде океанов всегда имеется небольшой процент молекул
воды, содержащих дейтерий. Испарение воды требует затрат энергии на
преодоление переходящими в пар молекулами удерживающих сил со стороны
воды в жидком состоянии. Отрыв тяжелых (содержащих дейтерий) молекул
воды, испаряющихся с поверхности океанов, требует больших затрат энергии,
чем отрыв легких. Поэтому в теплые периоды в истории Земли с поверхности
океанов испаряется тяжелых молекул воды больше, чем в холодные периоды.
Испарившаяся с поверхности океанов вода воздушными потоками
переносится на большие расстояния и выпадает с осадками, в том числе, и
над Антарктидой и Гренландией. Поэтому в теплые периоды осадки имеют
повышенное содержание дейтерия и ледовые слои, которые из них
образуются, содержат немного больше дейтерия, чем в холодные периоды.
Климат последних сотен тысяч лет характеризуется довольно четкой
периодичностью: длительные оледенения сменялись более короткими
периодами потепления. Сейчас мы живем как раз в теплое межледниковое
время. Идею о том, что чередование глобальных похолоданий и потеплений
может быть связано с циклическими изменениями параметров земной орбиты
из-за гравитационных взаимодействий Земли с другими планетами и
Солнцем, высказал в начале XX-го века сербский исследователь Милутин
Миланкович. Разработанная им ещё в 1913 г. астрономическая теория
колебаний климата объяснила ледниковые циклы как реакцию климатической
системы на изменения инсоляции, возникающие из-за возмущений
орбитального движения Земли другими планетами Солнечной системы.
Испытывая притяжение Солнца и других небесных тел, Земля действительно
регулярно меняет форму своей орбиты, которая с периодичностью около 93
тыс. лет становится то более эллипсоидной, то более круговой (т.е. меняется
её эксцентриситет). Кроме того, с периодичностью 26 тыс. лет меняется
конус, описываемой Земной осью (прецессия земной оси), а с
периодичностью в 41 тыс. лет - угол наклона земной оси к плоскости её
орбиты. Комбинация этих изменений орбиты сказывается на количестве
получаемого Землей тепла и на характере распределения его по поверхности
планеты. Уменьшение инсоляции в высоких широтах приводит к очередному
оледенению. Более полувека климатологи считали, что такие изменения поля
инсоляции слишком слабы, чтобы вызвать настолько бурную реакцию в
климатической системе как ледниковые циклы. Но эти сомнения оказались
напрасными. Гипотеза о влиянии параметров орбиты Земли на ее климат
начала находить свое подтверждение в 1980-х годах, когда при анализе
донных отложений из разных точек Мирового океана были обнаружены
именно названные выше периоды изменения палеотемпературы.
Наилучший фактический материал для суждения об изменениях
палеотемператур дали колонки льда, отбуренные в ледниковых щитах
Гренландии и Антарктиды. Так, например, колонка льда, отбуренная на
станции Саммит в Гренландии, достигла дна на глубине 2983 м с оценкой
возраста льда в 249000 лет и была проанализирована с разрешением в 55 см
по длине колонки. Долгое время рекордной была буровая скважина на
станции Восток в Антарктиде, достигшая глубины в 3623 м с оценкой
возраста льда в 427000 лет и полученная при практически полном извлечении
колонки льда. Дальнейшее бурение этой скважины было прекращено, чтобы
предотвратить попадание в обнаруженное на 117 м ниже под скважиной
сейсмометрическими методами большое подлёдное озеро со скальным дном.
Колонка была проанализирована с разрешением в 1-2 м. Возрасты слоёв в
ледяном керне определялись путём сопоставления полученной при его
анализе изотопной кривой (тяжёлого кислорода или дейтерия) с
аналогичными изотопными кривыми в соответствующих колонках морских
осадков, датированных методами биостратиграфии с палеомагнитной
калибровкой. Кроме того, для определения хронологии ледяных куполов
можно использовать закон автомодельности: в основной толще льда возрасты
слоёв пропорциональны их глубинам в степени 4/3.
Рис. 5.1. В этих кернах льда хранится информация о климатических изменениях за многие
тысячи лет. В одном метре извлеченного с большой глубины льда может содержаться
информация о 500 годах. (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
Данные по изменению содержания дейтерия по длине ледовой колонки
со станции «Восток» являются одним из лучших количественных описаний
климата в позднем Плейстоцене и убедительным подтверждением
периодичности изменения земной температуры в эту эпоху. Графически эти
данные представляются в виде непрерывной кривой с (четырьмя)
максимумами, соответствующими упоминавшимся выше ледниковым циклам
(рис. 5.6). Они заметно асимметричны: наблюдается относительно медленное
возрастание и более быстрое убывание. Их спектр содержит интервал 18-23тысячелетних колебаний прецессионного происхождения, затем три
максимума на периодах 29, 41 и 54 тыс. лет колебаний наклона экватора, и,
наконец, главный максимум на периоде 103000 лет.
В 2007 году рекорд станции «Восток» был перекрыт. В журнале Science
(Jouzel et al 2007) опубликованы материалы по изменению температуры в
районе Антарктиды за последние 800 тыс. лет. Авторы статьи, исследователи
из Франции, Германии, Дании, Исландии, Швейцарии, Италии, Бельгии и
Великобритании, являются участниками Европейского проекта бурения
Антарктического льда (EPICA ‒ European Project for Ice Coring in Antarctica).
Работы проводили около станции «Конкордия», расположенной в Восточной
части Антарктики (75о06' S, 123 о21' E), на куполе «С» (известном также как
«купол Чарли» - Charlie), Это место находится в 560 км от станции «Восток»,
и хотя там так же холодно (средняя годовая температура -55 оС), погода менее
ветреная.
Рис. 5.2. Панорама Европейской международной станции «Конкордия» на куполе «C» в
Антарктиде. Два основных здания - «тихое» (лаборатория, спальни, медпункт) и «шумное»
(столовая, кухня, мастерские). Зимой на станции могут жить 16 человек, летом - 32.
Средняя годовая температура воздуха: –50,8°C. Минимальная: –84,6°C. Обычная летняя
температура: –30°C, обычная зимняя: –60°C. Именно около этой станции проводилось
глубинное бурение льда, результаты которого публикуются в упомянутом выше номере
Science. Снимок сделан в конце полярной зимы. (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
Рис 5.3. Бур, несущий керн льда, поднимается на поверхность. Антарктида,
Купол «С». Станция «Конкордия». (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
Рис 5.4. Ледовый бур, поднятый на поверхность с колонкой льда. (Рис. из статьи
(EPICA 2004)).
Очень важно и то, что ежегодно откладываемые слои льда на куполе
«С» тоньше, чем на станции «Восток», и нет подледного озера (о
существовании которого конечно не могли подозревать те, кто выбирал место
для станции Восток). В результате, пройдя буром даже несколько меньшее
расстояние (3260 м) и остановив бурение в 15 м от скалистого ложа,
исследователи получили на куполе «С» временную развертку для
значительно более длительного срока - для 740 тыс. лет. В названной статье
приводятся подробные данные об относительном содержании (δD) дейтерия
во льду, то есть той величины, по которой можно судить об изменениях
температуры во время формирования ледовых осадков (рис. 5.5).
Рис. 5.5. Многолетний ход двух независимо полученных показателей, характеризующих
изменения температуры за 800 тыс. лет в районе Антарктиды. По оси абсцисс – возраст
отложений в тысячах лет до настоящего времени (т.е. ход времени - справа налево).
Чёрная линия вверху – данные по относительному содержанию дейтерия δD в колонке
льда с Европейской станции (EPICA) на куполе «С». Синяя линия внизу – данные по
относительному содержанию тяжелого изотопа кислорода δ18O в донных отложениях в
Южном океане (в последнем случае – инвертированная шкала). Пики на обеих линиях
соответствуют потеплениям.
Из количественных данных, проиллюстрированных рис. 5.5, следует,
что изменения во времени содержания дейтерия во льду Антарктиды хорошо
соответствуют полученным ранее данным по содержанию тяжелого изотопа
кислорода 18О в донных осадках: периоды похолодания и потепления,
выявляемые этими двумя совершенно независимыми способами, совпадают.
За 800 тысяч лет в районе Антарктиды (и на всей Земле) было восемь
периодов потепления, чередующихся с более продолжительными холодными
периодами.
Рис. 5.6. Динамика различных показателей климата Антарктиды за 800 тыс. лет (по
абсциссе - тысячи лет до настоящего момента): a - рассчитанная по параметрам орбиты
инсоляция на широте 55о С.Ш. (июль) и 65о Ю.Ш. (средняя за год); b - относительное
содержание дейтерия δD во льду (синяя линия - купол «С», красная - станция «Восток»).
Чем больше дейтерия, тем теплее был климат; c - содержание тяжелого изотопа кислорода
δ18O в донных осадках (разным цветом показаны данные, относящиеся к разным районам
океана). При потеплении климата содержание δ18O в океанической воде снижается
(обратите внимание, что используется инвертированная шкала; соответственно повышение
температуры также отмечается пиками); d - содержание пыли во льду на куполе «С». Пыль
откладывается в основном в период оледенений. (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
Приведенные данные свидетельствуют, что для последних 400 тыс. лет
выявлено прекрасное соответствие динамики во времени относительного
содержания дейтерия (δD) на куполе «С» динамике δD, полученной ранее для
того же отрезка времени на станции «Восток». Еще раз показано, что время
наступления похолоданий и потеплений хорошо объясняется изменениями
показателей орбиты Земли, причем решающим оказывается влияние
эксцентриситета (формы орбиты), а не взаимодействие прецессии (размер
конуса, описываемого земной осью) и угла наклона оси к плоскости
движения Земли вокруг Солнца. Авторы статьи (Jouzel et al 2007)
подчеркивают, что рассчитанные в рамках теории Миланковича изменения
инсоляции на самом деле являются незначительными. И возможно, эти
изменения служат только инициаторами, механизмами, запускающими
перестройку глобальной климатической системы (в том числе ‒ систему
океанической циркуляции), но, соответственно, должны существовать и
усиливающие механизмы, действие которых и приводит к регулярной смене
глобального похолодания глобальным потеплением и наоборот.
Для периода, охваченного керном с купола «С», отмечена смена типа
динамики температуры, подтвержденная данными по содержанию 18O в
донных осадках. А именно, если за последние 430 тыс. лет основными были
циклы по 100 тыс. лет, причем короткие межледниковые периоды сменялись
длительными ледниковыми, то для предшествующих 300 тыс. лет были
характерны колебания с периодичностью в 40 тыс. лет, причем
межледниковые периоды были менее теплыми, но на каждый из них
приходилась большая часть цикла (в отличие от последних 420 тыс. лет), а
общая амплитуда была меньше. Возможно, что система амплификаторов
(усилителей), преобразующая действие пусковых механизмов (изменений
орбитальных характеристик) в глобальные климатические изменения могла
быть несколько другой, но в чем конкретно заключались эти различия, пока
сказать трудно. Интересно, что ситуация при окончании ледникового периода
и начале межледникового, имевшая место 430 тыс. лет тому назад, по
амплитуде температурных изменений и содержанию парниковых газов
напоминают ту, что складывается в настоящее время. Правда, потепление
протекает быстрее и преобразования, которые раньше потребовали 28 тыс.
лет, сейчас заняли всего 12 тыс. лет.
5.2. Содержание парниковых газов в атмосфере Земли за последние
800 тысяч лет по данным, полученным из Антарктических ледовых
кернов
Удачным и важным обстоятельством при поиске ответов на вопросы о
климатах далекого прошлого является то, что при образовании льда
захватываются и на долгий срок в нем сохраняются пузырьки воздуха,
исследуя которые можно представить себе состояние атмосферы тысячи и
даже сотни тысяч лет тому назад.
В 1999 году в журнале Nature появилась статья (Petit et al., 1999),
оставшаяся незамеченной средствами массовой информации, хотя ее
научную, да и общественную, значимость трудно переоценить. Большая
группа исследователей из разных стран подвела в ней итоги анализа самой
длинной (более 3 тыс. м) колонки льда (керна), взятой на российской станции
«Восток» в труднодоступном районе Восточной Антарктики. Лед этот,
образовывавшийся в течение сотен тысяч лет из выпадавших атмосферных
осадков, содержал в своей толще пузырьки воздуха ‒ того самого, который
был на Земле 100 тыс., 200 тыс., и даже 400 тыс. лет назад. Анализируя в
лабораториях его газовый состав, удалось, по сути, прямым методом
определить содержание в прошлые эпохи таких важнейших парниковых
газов, как диоксид углерода (углекислый газ) CO 2 и метан CH4. А оценив в
разных слоях льда относительное содержание тяжелого изотопа водорода ‒
дейтерия, можно было проследить и за тем, как менялась на протяжении
последних 400 тыс. лет температура воздуха.
Анализ данных, полученных на станции «Восток» (Petit et al., 1999),
показал, что за 420 тыс. лет содержание диоксида углерода и метана менялись
синхронно и циклически, причем такую же цикличность показывала и
температура. Примерно раз в 100 тыс. лет наблюдался как подъем
температуры, так и возрастание концентрации парниковых газов. Затем и
температура, и содержание парниковых газов снижались, и наступал гораздо
более
продолжительный
период
глобального
похолодания,
сопровождающийся значительным увеличением массы ледников. Основная
цикличность хода температуры и содержания парниковых газов за последние
400 тыс. лет определялась регулярными изменениями орбиты Земли ‒ так
называемыми циклами Миланковича, прежде всего сочетанием прецессии и
угла наклона оси Земли к эклиптике.
Важно отметить, что в работе [Petit et al., 1999] высказано и более
смелое, даже сенсационное утверждение, что определенные по содержанию
дейтерия в слоях ледовой колонки изменения температуры на протяжении
последних 420 тыс. лет всегда опережали соответствующие им изменения
концентрации СО2 в слоях колонки (а, значит, и в атмосфере). Это
свидетельствует о том, что изменения концентраций СО 2 в атмосфере – это
следствие глобальных изменений температуры, а не их причина. То есть
виновность углекислого газа в потеплении, утверждаемая в теории
«парникового эффекта», еще не является доказанным фактом. Это
утверждение, все же, не может пока считаться строго доказанным и требует
дальнейшей проверки, хотя в последние годы появились новые свидетельства
в пользу его справедливости (см параграф 5.4).
Бурение на станции «Восток» было прекращено в 1999 году, поскольку
бур приблизился к крыше подледного озера, которое также получило
название Восток. Однако к этому времени пробы льда начали брать и в
других местах Антарктиды. Одним из наиболее успешных проектов
последнего времени оказался Европейский проект бурения льда в Антарктиде
(EPICA), объединивший усилия исследователей из ряда стран Западной
Европы, прежде всего - Франции и Италии. Станция «Конкордия»,
основанная в рамках этого проекта в 2005 году, располагалась на так
называемом куполе «C» (Dome C), где гораздо менее ветрено, чем в районе
станции «Восток», и где за год выпадает очень мало осадков, что делает
существенно более тонкими слои ежегодно образующегося льда. Пройдя
буром 3200 м (столько же, сколько и на станции «Восток»), исследователям
удалось получить колонку льда, сформировавшегося в течение гораздо более
длительного срока - 800 тыс. лет. Бурение было прекращено, когда бур почти
достиг скального основания купола.
Рис 5.7. Бурение льда на куполе «C» закончено. Участники проекта бросают кусочки льда,
которому сотни тысяч лет, в стаканы с шампанским. Пузырьки воздуха взрываются,
оказавшись вне огромного давления. Единственный огорчающий момент - запах керосина,
использовавшегося в качестве бурового раствора. (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
Одним из важнейших результатов анализа льда с купола «C» было
подтверждение для последних 400 тыс. лет того хода изменений содержания
дейтерия и парниковых газов, который ранее был выявлен на станции
«Восток». Это подтверждает надежность палеоклиматических реконструкций
по ледовым колонкам. Для более раннего периода, охватывающего время от
800 тыс. до 400 тыс. лет назад, также прослеживаются циклы примерно в 100
тыс. лет, связанные с изменениями параметров орбиты Земли. Данные по
изотопному составу донных морских отложений, имеющиеся для всего этого
времени, подтверждают правильное чередование наступления и отступления
ледников на суше.
Особое внимание уделено результатам анализа нижних 200 м ледового
керна, охватывающих период 650–800 тыс. лет назад. Содержание CO2 в это
время было ниже, чем во все последующие эпохи, составляя всего 180-210
ppm (parts per million - миллионных долей), что почти в два раза ниже
современного уровня, составляющего 380 ppm. Тем не менее, цикличность
изменений остается примерно той же, как и в последующие 420 тыс. лет.
Рис. 5.8. Верхняя кривая - колебания температуры. Нижняя кривая - содержание
углекислого газа (CO2) в миллионных долях (ppm, parts per million) за 800 тыс. лет по
данным ледового керна с купола «C» (фиолетовые, синие, черные и красные точки), со
станции «Восток» (зеленые точки) и с купола Тейлора (коричневые точки).
Горизонтальными пунктирными линиями показано значение среднего уровня температуры
или содержания CO2 для определенного периода. Шкала времени - в сотнях тысяч лет
назад (kyr BP, kiloyears before present). (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
При изучении газового состава пузырьков воздуха с купола «C»
применялись разные методы. В частности, в лаборатории климата и физики
окружающей среды Бернского университета использовалась лазерная
абсорбционная спектроскопия, а в лаборатории гляциологии в Гренобле газовая хроматография. Данные, полученные разными методами, показали
хорошее совпадение, хотя разброс величин был больше при низких значениях
концентрации изучаемых газов.
Рис. 5.9. Динамика содержания CO2 (в миллионных долях, ppm - parts per million) в
атмосфере 800–600 тыс. лет назад по данным анализа пузырьков воздуха в ледовом керне с
купола «C» (станция «Конкордия», Восточная Антарктида). Вверху: шкала глубины льда от 3040 до 3190 м. Внизу: шкала времени (в тыс. лет назад). Разным цветом показаны
значения, полученные в разных лабораториях с использованием нескольких разных
методов. MIS (Marine Isotope Stage) - стадии в истории Земли, выделенные на основании
изотопного анализа донных морских отложений. (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
Если крупномасштабные колебания содержания углекислого газа в
значительной мере определялись изменениями в системе взаимоотношений
океана и суши, то колебания концентрации метана больше зависели от
процессов, происходящих на суше, в частности от муссонов, вызванных
резкими перепадами температур. В течение большей части охваченного
периода содержание метана колебалось от 350 до 800 ppb (parts per billion миллиардных долей), однако в настоящее время уровень концентрация
метана существенно выше и составляет 1770 ppb. Периодичность основных
циклов метана - около 100 тыс. лет, хотя спектральный анализ всего ряда
выявляет также периоды в 41 тыс. лет и в 23 тыс. лет. Все они связаны с теми
или иными характеристиками орбиты Земли.
Рис. 5.10. Изменения содержания метана CH4 (в частях на миллиард, ppb - parts per billion)
в атмосфере за 800 тыс. лет. За начало обратного отсчета (левый край шкалы) взят 1950
год. Верхняя коричневая линия - по данным ледового керна со станции «Восток». Средняя
кривая (красная, потом черная, и с голубыми точками) - по данным керна с купола «C»
(черные точки - уже опубликованные раннее данные, красные - результаты анализа в
Гренобле, синие - в Берне). Нижняя черная кривая - содержание дейтерия (пики
соответствуют подъемам температуры). На врезке вверху справа - детально рассмотренные
данные за период 650–800 тыс. лет назад. Верхняя кривая - содержание дейтерия в морских
осадках (показатель температуры океана), средняя кривая - содержание метана в
атмосфере, нижняя - содержание дейтерия во льду с купола «C». Видна очень хорошая их
сопряженность. (Рис. из статьи (EPICA 2004)).
5.3. Корреляции между оледенениями и запылениями атмосферы
на протяжении последних 800 тысяч лет
Кроме пузырьков воздуха запечатанными в лед оказываются и частицы
пыли. Их учитывают в пробах с помощью специального счетчика частиц.
Зная концентрацию частиц во льду и скорости нарастания льда, можно
определить интенсивность осаждения пыли в тот или иной период времени.
В работе, опубликованной недавно в журнале Nature большой группой
ученых из Швейцарии, Италии, Франции, Дании, Великобритании и
Германии (Lambert F. et al, 2008), подведены итоги изучения содержания
пылевых частиц в колонке льда с купола «C». Выяснилось, что за 800 тыс. лет
интенсивность осаждения пыли демонстрировала периодические изменения отмечено восемь пиков повышенного содержания пыли во льду Антарктиды,
и все они приходились на периоды оледенений. При этом количество пыли,
выпадающее за год на единицу площади, между максимумом и минимумом
различалось в среднем в 25 раз.
В принципе, такой результат не является неожиданным. Периоды
оледенений всегда сопровождаются понижением уровня мирового океана,
увеличением поверхности суши за счет высвобождения участков морского
дна, а главное - общей аридизацией (засушливостью климата) суши.
Последнее неудивительно, поскольку значительная часть воды оказывается
не в свободном состоянии, а связана в ледниках. Пыль с суши ветрами
поднимается весьма высоко и переносится на большое расстояние. Из-за
малого количества осадков осаждается она весьма медленно.
Рис. 5.11. Пылевая буря в северо-западной Африке. На снимке НАСА, сделанном со
спутника 28 февраля 2000 года, видно, как облака пыли из района Сахары сносятся ветром
на запад, в Атлантический океан. Попадающая в центральные районы океана пыль важнейший источник биогенных элементов, прежде всего фосфора и железа, необходимых
для развития фитопланктона.
Рис. 5.12. Изменения во времени ряда показателей, полученных при анализе керна льда с
российской станции «Восток» (Vostok), Европейской станции на куполе C (EDC - сокр. от
EPICA Dome C), а также морских донных отложений и отложений (наносов) Лёссового
плато в Китае (горизонтальная шкала - тысячи лет (kyr) от настоящего момента, 0). A относительное содержания дейтерия в ледовом керне на куполе C; b - поступление пыли (в
мг/м2/год) на станции «Восток»; с - поступление пыли (в мг/м2/год) на куполе C; d размерный состав частиц пыли на куполе C (выше - более крупные частицы); e относительное содержание тяжелого изотопа кислорода 18O в морских донных осадках; f магнитная восприимчивость (показатель, зависящий от влажности) в отложениях
Лёссового плато в Китае. Обратите внимание, что для b, c, e - шкала инвертированная:
пики на графике - это на самом деле спады.
Из-за того что обширные районы окружающего Антарктиду Южного
океана во время оледенений замерзают, изменяется меридиональная
циркуляция атмосферы, и ничто не мешает ветрам переносить пыль из
Южной Америки вплоть до центральных районов Антарктиды.
Рис. 5.13. Зависимость между содержанием дейтерия (горизонтальная шкала) и потоком
частиц пыли (вертикальная шкала) по данным ледового керна с купола C. Зелеными
точками показаны значения, относящиеся к последним 430 тыс. лет, а синими - значения
за период с 800 до 430 тыс. лет назад. Видно, что наступления ледников (левая часть
графика) сопровождались значительным повышением количества пыли. Разброс точек
меньше в левой части графика. Иными словами, корреляция между температурой и
количеством пыли высокая и достоверная в холодные периоды, а в теплые межледниковые
периоды она выражена очень слабо.
Почти наверняка, пыль, обнаруживаемая на куполе «C», южноамериканского происхождения. Пыль эта очень мелкая, модальный
размерный класс частиц - около 2 мкм, хотя при похолоданиях доля более
крупных частиц возрастает.
5.4. Новые свидетельства опережения изменений концентрации
парниковых газов изменениями температуры, полученные по данным
станции Восток
Причинно-следственные
связи
долговременных
изменений
температуры и концентрации парниковых газов в атмосфере (КПГ) – важный
вопрос в проблеме изменений климата. Обычно полагают, что первичен
антропогенный рост КПГ, а современное потепление – следствие вызванного
ею парникового эффекта. Однако неоднократно высказывались сомнения в
безусловной однонаправленности этой связи. Широко известна уже
упоминавшаяся выше работа (Petit et al., 1999), в которой на основании
изучения ледового керна со станции «Восток» утверждается, что температура
воздуха (определённая по содержанию дейтерия δD в керне) убывала при
наступлении четырёх ледниковых эпох в фазе с убыванием метана (М),
убывание же углекислого газа несколько запаздывало. Первоначальный
импульс наступлениям межледниковых тёплых эпох давался, по-видимому,
ростом инсоляции, а рост КПГ был сначала медленным, (особенно М), но
затем существенно усиливался. В работе Fischer et al. (1999) было уточнено,
что рост СО2 запаздывал на 600 ± 200 лет, что находится в пределах
относительной точности временных шкал сравниваемых рядов (около ±1000
лет), ибо пузырьки воздуха, внутри которых оценивается КПГ, в течение
первых нескольких тысяч лет после отложения снега диффундируют внутри
ледяного керна. Недавно в работе Саillon et al. (2003) были проанализированы
с разрешением в 100 лет пузырьки воздуха, содержащиеся в керне Востока
для временного интервала 230-250 тыс. лет до настоящего времени (вокруг
третьего теплого периода). Ход температуры и КПГ был оценён по
концентрации δ40Ar внутри одних и тех же пузырьков, что свело к минимуму
взаимную неопределённость временных шкал этих рядов. Вариации
температуры, в целом оказались упреждающими вариации КПГ на 800± 200
лет. Но в упомянутой работе не объяснено, почему ход δ40Ar можно
уподобить ходу температуры воздуха. Остаётся также неопределённость,
связанная с тем, что временные соотношения между температурой и КПГ, как
это показывают некоторые модельные расчёты, могут быть разными в разных
временных масштабах и на разных фазах ледникового цикла.
В работе (Монин и др., 2005) проведена количественная проверка
выводов работ Petit et al. (1999), Fischer et а1. (1999) и Caillon et а1. (2003)
путём расчёта корреляций температуры (как она зафиксирована по
содержанию дейтерия δD), и КПГ в среднем для всех четырёх ледниковых
циклов, наблюдённых в керне, добытом на Востоке с помощью техники
вейвлетного преобразования временных рядов.
Оказалось, что все четыре тёплых периода в рядах Востока
действительно начинались с роста температуры; по крайней мере, это
относится к долгопериодным колебаниям, определяющим основной цикл
чередования ледниковых и тёплых эпох. Рост КПГ всякий раз начинался
позже, но и заканчивался он позже, чем потепление сменялось похолоданием.
Найденные запаздывания (в 2-3 тыс. лет) больше, чем взаимная неточность
временных шкал рядов. Таким образом, изменения КПГ в критические
моменты ледникового цикла следовали за изменениями температуры, а не
предваряли их (рис. 5.14, и 5.15).
Рис. 5.14. Временные срезы по масштабам 5, 20 и 100 тыс. лет вейвлетных
преобразований рядов дейтерия (толстые линии) и углекислого газа (тонкие линии).
Положительные значения срезов соответствуют локальным трендам потепления (роста
концентрации углекислого газа), отрицательные области – трендам похолодания
(уменьшения концентрации). Моменты перехода от потепления к похолоданию (от роста
концентрации к ее уменьшению) соответствуют точкам срезов, в которых срез для
дейтерия пересекает нулевое значение ординаты сверху вниз. Моменты обратного
перехода (окончания периодов похолодания) соответствуют точкам срезов, в которых срез
для дейтерия пересекает нулевое значение ординаты снизу вверх (Монин и др., 2005).
Рис. 5.15. То же, что и на рис. 5.14, но для дейтерия и метана (Монин и др., 2005)
Анализируя наиболее простые по структуре и наиболее надёжные
относительно неточностей временной шкалы срезы по масштабу 100 тыс. лет
и проверяя срезы по меньшим масштабам, можно видеть, что у всех четырёх
ледниковых циклов соотношения между локальными трендами δD и КПГ
менялись одинаково. При старте каждого потепления срез для δD переходил
нулевое значение снизу вверх. Тренды КПГ становились положительными
лишь через несколько тысяч лет, но затем оказывались сильнее тренда δD,
что видно по пересечениям срезов δD и КПГ друг с другом в моменты ранее
достижения срезом для δD его максимумов. Затем тренд потепления
замедлялся и сменялся трендом похолодания. В эти моменты КПГ ещё
продолжали расти некоторое время, о чём говорит сохранение их срезов
выше нулевой ординаты. Но затем КПГ тоже начинали убывать и обгоняли в
этом δD. Такое положение сохранялось вплоть до стадий максимального
оледенения, завершавших ледниковые циклы. Эти результаты качественно
соответствуют результатам работы Petit et аl. (1999), но к тому же, устойчивы
к неточностям временных шкал рядов.
В масштабах менее 40 тыс. лет описанная последовательность
соотношений между локальными трендами происходит за более короткий
период времени, повторяясь несколько раз на основном 100-тысячелетнем
ледниковом цикле. В срезах по масштабу 20 тыс. лет в этих соотношениях
уже видны нарушения. Так, кажется, что старт второму и четвёртому
потеплениям был дан ростом концентрации углекислого газа примерно150 и
350 тыс. лет до нашей эры. Трудно оценить, является ли это реальным или
обусловлено неточностями данных и их шкал. Если считать стартом этих
потеплений моменты, после которых δD монотонно росло вплоть до
максимума потепления (примерно 140 и 335 тыс. лет до нашей эры), то
лидерство всё же принадлежало температуре.
В целом можно заключить, что в масштабах основного ледникового
цикла, как он четырежды наблюдён в ледяном керне станции Восток,
изменения температуры всегда упреждали изменения КПГ. Особо
заслуживает быть отмеченным тот факт, что температура начинала убывать
после того как она достигала очень высокого значения, несмотря на то, что
КПГ всё ещё продолжала расти. Не будем ли мы свидетелями похолодания в
недалёком будущем, даже если вызванное антропогенной деятельностью
увеличение КПГ будет сохраняться?
6. ЧИСЛЕННЫЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА ВРЕМЕННЫХ РЯДОВ
НАБЛЮДЕНИЙ
Временным рядом называют множество (или последовательность)
числовых значений, получаемых в результате измерения изучаемой величины
в последовательные моменты времени. Если измерения проводятся в
непрерывном режиме, во все моменты времени из некоторого промежутка, то
получающийся временной ряд называют непрерывным. Если измерения
делаются в отдельные моменты времени, разделенные некоторыми
временными промежутками, то временной ряд называют дискретным.
Временные ряды появляются при решении многих естественнонаучных
проблем. В частности, они появляются при измерении характеристик
слоистых структур природных индикаторов климата. В качестве одного из
примеров дискретных временных рядов можно взять множество значений
ширины годичных древесных колец, измеренных по порядку (без пропуска)
для всех годичных колец некоторого древесного растения. Другим примером
временного ряда является множество значений концентрации дейтерия,
измеренных в последовательных точках ледового керна. В этом примере роль
времени играет расстояние от начала керна.
В этой главе даются определения, и раскрывается смысл некоторых
основных понятий, владение которыми необходимо для проведения анализа
временных рядов. К настоящему времени разработано весьма содержательное
программное обеспечение для анализа временных рядов (например,
Боровиков и др., 1997), однако использование этого программного
обеспечения требует предварительной теоретической подготовки. Данная
глава играет роль необходимого теоретического введения.
Далее рассматриваются, большей частью, дискретные временные ряды,
потому что именно в виде таких рядов чаще представляются результаты
измерений характеристик природных индикаторов климата. Без потери
общности можно считать, что измерения, в результате которых появляются
значения временного ряда, производятся через равные промежутки времени
h. Если произведено N наблюдений в равноотстоящие моменты времени τ0 +
h, τ0 + 2h, τ0 + 3h,.., τ0 + th,…, τ0 + Nh, то результаты наблюдений, т.е.
получившийся временной ряд, записывают в виде z1, z2, z3,…, zt,…, zN.
Момент времени τ0 соответствует началу наблюдений. Если h понимать как
единицу времени, тогда zt ‒ это наблюдение в момент времени t .
Если результаты отдельных измерений нельзя предсказать точно до
измерения, то механизм генерации величин zt можно понимать как случайный
процесс, а получаемый в этом случае временной ряд рассматривать как
реализацию случайного процесса. Весьма важный специальный класс
случайных процессов составляют стационарные случайные процессы.
Случайный процесс называют стационарным, если его свойства не зависят от
сдвига вперед или назад начального момента времени.
Из стационарности процесса следует, что плотность распределения
вероятностей р(zt) одинакова для всех моментов t и может быть записана р(z) .
Вид распределения вероятностей, как правило, определяется по гистограмме
значений z1, z2, z3,…, zt,…, zN временного ряда с помощью какого-либо
критерия согласия. Ясно, что для этого необходимо иметь достаточно много
временных рядов, генерерируемых одинаковой или почти одинаковой
совокупностью внешних факторов. В дендрохронологии, где понятию
временной ряд соответствует понятие индивидуальной хронологии, это
требование всегда выполнимо, если индивидуальные хронологии получены
для деревьев из одного местообитания.
После того, как плотность р(z) найдена, среднее значение величин,
генерируемых случайным процессом равно
μ = Е[zt] =
р(z) dz .
Среднее значение процесса определяет уровень, относительно которого
флуктуируют значения zt . Среднее значение μ случайного процесса можно
оценить с помощью выборочного среднего значений временного ряда
= (1/N)
.
Анализ
временных
рядов
предполагает, что данные
содержат
систематическую (регулярную) составляющую и случайный шум, который
затрудняет обнаружение регулярной составляющей. Большинство методов
исследования временных рядов включает различные способы фильтрации
шума, позволяющие увидеть регулярную составляющую более отчетливо.
Большинство регулярных составляющих временных рядов принадлежит к
двум классам: они являются либо трендом, либо периодически
повторяющейся компонентой. Тренд представляет собой общую
систематическую линейную или нелинейную компоненту, которая может
изменяться во времени. Оба эти вида регулярных компонент часто
присутствуют в ряде одновременно.
Если тренд является монотонным (устойчиво возрастает или устойчиво
убывает), то обнаружить такой тренд обычно нетрудно. Первым шагом
выделения тренда обычно является сглаживание. Сглаживание всегда
включает некоторый способ локального усреднения данных, при котором
несистематические компоненты взаимно погашают друг друга. Самый общий
метод сглаживания – вычисление скользящего среднего. В этом методе
анализа временного ряда каждый член ряда заменяется простым или
взвешенным средним n соседних членов, где n - ширина "окна". Вместо
среднего можно использовать медиану значений, попавших в окно. Основное
преимущество медианного сглаживания, в сравнении со сглаживанием
методом вычисления скользящего среднего, состоит в том, что результаты
становятся более устойчивыми к выбросам (имеющимся внутри окна). Таким
образом, если в данных имеются выбросы (связанные, например, с ошибками
измерений), то сглаживание медианой обычно приводит к более гладким или,
по крайней мере, более "надежным" кривым, по сравнению со скользящим
средним с тем же самым окном. Основной недостаток медианного
сглаживания в том, что при отсутствии явных выбросов, он приводит к более
"зубчатым" кривым (чем сглаживание скользящим средним). Относительно
реже используется сглаживание методом наименьших квадратов, когда
ищется такой «наилучший локальный заменитель значений ряда» n , при
котором сумма квадратов отклонений
n
от zt , попавших в окно шириной n ,
оказывается минимальной.
6.1. Автокорреляция
Автокорреляцией называют корреляцию между членами одного и того
же ряда. Из стационарности случайного процесса также следует, что
совместная плотность распределения вероятностей р(zt1 , zt2) одинакова для
всех моментов времени t1 , t2 , разделенных некоторым фиксированным
интервалом длиной k. Для величины k используют названия: сдвиг, задержка,
лаг. Автокорреляционную функцию с задержкой k определяют выражением
ρk = (σz)‒2 Е[(zt ‒ μ)( zt + k ‒ μ)],
где (σz)2 – дисперсия стационарного случайного процесса, принимающая одно
и то же значение для любых t и t + k . Автокорреляционная функция
случайного процесса характеризует степень схожести (зависимости) значений
процесса в некоторый данный момент времени t и значений в другой момент t
+ k. Автокорреляционная функция – это всегда действительная четная
функция с максимумом при k = 0. На рис. 6.1 показаны примеры графиков
автокорреляционных
функций.
Эти
графики
называются
автокоррелограммами. На рис. 6.1.а приведена автокоррелограмма
гармонического колебания. Важная особенность этой автокоррелограммы
заключается в том, что она изменяется точно с тем же периодом, что и
анализируемая функция, но информация о фазе колебаний теряется.
Автокоррелограмма, имеющая вид узкого крутого пика с быстрым
спаданием к нулю (рис. 6.1.г), типична для крайне нерегулярного случайного
процесса с μ = 0, связь между значениями которого очень быстро
утрачивается во времени (такой процесс называют случайным шумом). Если
среднее значение процесса μ не равно нулю, то автокорреляционная функция
стремится у величине μ2.
Автокоррелограмма, изображенная на рис. 6.1.б, соответствует
случайному процессу в виде гармонического колебания, возмущенного
слабым случайным шумом. Она представляет собой просто сумму
автокоррелограмм гармонического колебания и случайного шума.
Автокоррелограмма, изображенная на рис. 6.1.в, соответствует
случайному процессу в виде почти гармонического случайного шума. Она
напоминает автокоррелограмму гармонического колебания, но амплитуда ее
затухает.
Рис. 6.1.а
Рис. 6.1.б
Рис. 6.1.в
Рис. 6.1.г
Рис. 6.1.а - 6.1.г. Примеры графиков автокорреляционных функций для различных
классов анализируемых процессов. По оси абсцисс откладываются значения сдвига k , по
оси ординат соответствующие значения автокорреляционной функции ρk .
Основным назначением автокорреляционных функций является
исследование того, в какой степени значения процесса в некоторый данный
момент времени связаны со значениями (похожи на значения) в некоторый
момент в будущем. Автокорреляционная функция представляют собой
мощное средство для выявления детерминированной (регулярной)
составляющей случайного процесса, которая может в нем маскироваться
случайным шумом. Автокорреляционная функция позволяет обнаружить
периодичность изменения значений случайного процесса, потому что
периодическая зависимость может быть формально определена как
корреляционная зависимость порядка k между каждым i-м элементом ряда и
(i + k)-м элементом.
Сказанное выше относилось к математически определенным случайным
процессам и их автокорреляционным функциям. На практике же мы имеем
конечный временной ряд z1, z2, z3,…, zt,…, zN из N наблюдений, по которому
могут быть найдены только выборочные оценки автокорреляций. Проверки
показали, что наиболее удовлетворительной оценкой автокорреляции ρk при
сдвиге k является величина
rk = ck /c0 ,
где
,
ck = N‒1
а
‒ среднее значение временного ряда.
Рассмотрим простой пример для иллюстрации сказанного. Пусть
первые десять значений полученного в некотором эксперименте временного
ряда равны 43, 60, 19, 67, 34, 60, 51, 37, 55, 44. Среднее их значение равно =
47. Отклонения этих значений от среднего равны соответственно – 4, 13, - 28,
20, – 13, 13, 4, – 10, 8, – 3. Отсюда
=
= (– 4)(13) + (13)(- 28) + (- 28)(20) + … + (8)(– 3) = - 1497,
с1 = (- 1497):(10) = - 149,7.
Аналогично
с0 = (10) ‒1
=
(– 4)(– 4) + (13)(13) + (- 28)(- 28) + … + (– 3)(– 3) = 189,6.
Окончательно получаем
r1 = c1 /c0 = - 0,79.
Полученный результат означает, что существует довольно высокая
корреляция соседних членов ряда. Знак минус означает, что чем больше
некоторое значение ряда, тем, как правило, меньше соседнее значение.
6.2. Спектральные свойства временных рядов
Другой из наиболее часто используемых методов анализа временных
рядов состоит в представлении их в виде сумм синусоид и косинусоид
различных частот, то есть в виде представления Фурье.
Положим сначала, что число наблюдений N нечетно: N = 2q + 1.
Разложение функций в ряд Фурье является настолько универсальным
приемом, что всегда возможно представление членов временного ряда в виде
zt = α0 +
+ et ,
где cit = cos2πfi t, sit = sin2πfi t, fi = i/N - частота i-ой гармонической
составляющей.
Величина
(1/N)
называется
основной
частотой.
Коэффициенты, стоящие в правой части последнего выражения, вычисляют
по формулам
α0 =
ai = (2/N)
,
(6.1)
i = 1, 2, …, q,
(6.2)
(6.3)
bi = (2/N)
Из этих коэффициентов можно составить q = (N - 1)/2 величин
I(fi ) = (N/2) (
i = 1, 2, …, q.
(6.4)
Этот набор величин носит название периодограмма. Величину I(fi ) называют
интенсивностью на частоте fi .
Если N четно, то полагают N = 2q . Формулы (6.1) – (6.4) в этом случае
применимы для i = 1, 2, …, q ‒ 1. Для i = q
a q = (1/N)
bq = 0 ,
I(fi ) =
.
Определенные выше автокорреляционные функции приводят к
определению нормированного спектра мощности случайного процесса
g(f) = 2{1 + 2
}.
Очевидно, что g(f) вводится как косинус-преобразование Фурье
автокорреляционной функции. Из свойств преобразования Фурье следует, что
знание автокорреляционной функции эквивалентно знанию спектра
мощности. И, наоборот, если известен спектр мощности, то всегда может
быть получена автокорреляционная функция.
Основным назначением спектра мощности является исследование
частотной структуры анализируемого процесса. Если свои наибольшие
значения спектр мощности принимает на низких частотах, то это указывает
на сравнительную гладкость процесса, то есть сравнительную медленность,
плавность изменения значений процесса при переходе от любого выбранного
значения к соседнему. Наоборот, если спектр мощности показывает
преобладание высоких частот в анализируемом процессе, то это означает, что
процесс имеет сравнительно быстро осциллирующий характер.
7. ВЫЯВЛЕНИЕ СКРЫТЫХ ПЕРИОДИЧНОСТЕЙ
Выявление скрытых периодичностей является важной частью анализа
числовых последовательностей, которые получаются при измерении
характеристик природных индикаторов климата. Примерами таких
последовательностей могут служить, в частности, рассмотренные в главе 5
последовательности значений концентрации дейтерия, получаемые при их
измерении в последовательных точках ледовых колонок. Значения
концентрации дейтерия изменяются при переходе от одних участков колонок
к другим. Из данных, приведенных в главе 5, видно, что эти значения
изменяются периодически, причем, одновременно с несколькими периодами.
При этом изменения с одними периодами легко обнаруживаются, а с другими
периодами явно не выражены.
Задача о выявлении скрытой периодичности в числовой
последовательности обычно формулируется следующим образом.
Пусть на конечном интервале [-L, L] задана функция x(t),
представляющая собой результат измерения числовых значений величин,
характеризующих некоторый физический процесс. Для краткости изложения
независимую переменную t будем далее называть временем, хотя в разных
задачах эта переменная может иметь и другой смысл (например, быть
расстоянием). Функция x(t) может быть задана графически (в виде графика,
вычерченного самописцем) или таблично, в виде совокупности числовых
значений в дискретные моменты времени. В последнем случае график
функции x(t) имеет ступенчатый вид. Пусть имеются основания предполагать,
что функция x(t) содержит периодическую составляющую s(t):
x(t) = s(t) + u(t),
(7.1)
причем часть u(t) может быть как периодической, так и непериодической
функцией. Периодическая функция s(t) полностью определяется значением ее
периода T (или частоты
) и значениями коэффициентов ее разложения
в ряд Фурье
(7.2)
Задача выявления скрытого периодического вклада s(t) будет полностью
решена, если будут вычислены параметры Т, ar и br .
Решение часто ограничивают определением параметров только первой
гармоники, то есть представляют функцию x(t) в виде:
x(t) = а1cos
t + b 1sin
t + u(t),
(7.3)
где u(t) сама может содержать скрытые и явные периодические составляющие
(с периодами не равными Т).
Следует заметить, что, вообще говоря, функция x(t) может содержать
несколько (или много) периодических вкладов. Если выделить в x(t) все
периодические вклады sj(t) с периодами Tj , то ее можно будет представить в
виде
x(t) =
+ n(t),
(7.4)
где n(t) – непериодическая функция.
Периоды Tj
неизвестны заранее, а определяются с помощью
специальных вычислений. Поэтому выражение (7.1) означает, что при
выявлении скрытых периодичностей в x(t) вначале находится одна
периодическая компонента sj(t), а затем по такому же алгоритму и остальные
периодические компоненты.
Первоначально проблема выявления скрытых периодичностей
решалась в значительно более узкой постановке. Предполагалось, что процесс
x(t) является полигармоническим, то есть представляет собой сумму
гармоник с неизвестными амплитудами и
известного конечного числа
частотами:
x(t) =
где
(7.5)
. В этом случае нахождение всех периодических составляющих
функции x(t) сводится к нахождению 3 неизвестных параметров Aj , Bj , Tj .
Понятно, что это можно сделать, если известны значения функции x(t) в 3
точках. Параметры Aj , Bj (при известных Tj ) находятся как решение системы
2 линейных алгебраических уравнений. Эта задача, в принципе, не
представляет трудностей. Гораздо более трудной проблемой является
составление и решение уравнений для определения Tj (так называемых
частотных уравнений).
Узость постановки задачи (в предположении полигармоничности x(t) )
и очень большая сложность вычисления всех параметров Aj , Bj , Tj стали
причинами развития другого подхода к решению проблемы выявления
скрытых периодичностей. Идея этого подхода заключается в использовании
различного вида преобразований исходного процесса x(t), позволяющих
усилить роль периодической компоненты в преобразованном процессе x(1)(t),
или, как говорят, осуществить селекцию периодической компоненты.
Было предложено большое число преобразований, осуществляющих
селекцию (или фокусировку) периодической компоненты. Все они могут
быть разбиты на два класса – линейные и нелинейные преобразования.
Линейные преобразования могут быть записаны в таком виде:
x(1)(t) =
(7.6)
где h(τ) – весовая функция.
Среди нелинейных преобразований важное значение имеет так
называемое корреляционное преобразование
x(1)(t) =
(7.7)
В выражении (7.1) функцию s(t) можно рассматривать как «полезный
сигнал», а слагаемое u(t) – как «шум». Поэтому селектирующее
преобразование F{x(t)} = x(1)(t) должно быть таким, чтобы оно позволяло
достичь наибольшего приближения x(1)(t) к полезному сигналу s(t). В качестве
меры близости наиболее часто используют среднеквадратичный критерий. А
именно преобразование должно быть таким, чтобы средний квадрат
отклонения
(7.8)
был малым.
7.1. Линейные селективные преобразования
Рассмотрим вначале случай, когда исследуемая функция x(t) составлена
из конечного числа гармоник, имеющих, вообще говоря, различные
амплитуды и различные частоты
x(t) = A0 +
A0 +
(7.9)
Такую
функцию
называют
полигармонической
функцией
или
полигармоническим процессом. Предполагается, что функция x(t)
наблюдается на интервале [-L, L].
Число гармоник заранее неизвестно. Неизвестны и все параметры из
правой части (7.9): частоты
(или периоды
), величина A0 ,
амплитуды rj , фазы
(или амплитуды A j , Bj ). Задача считается решенной,
если определены все названные параметры. Описанные ниже методы решают
задачу определения параметров косвенным путем. Решающим шагом при
применении этих методов является разделение процесса x(t) на отдельные
гармонические компоненты. Если такое разделение (селекцию отдельных
гармоник) удается осуществить, то определение частоты и амплитуды
становится несложной задачей.
Выделение (селекция) отдельных гармоник из процесса x(t) может быть
достигнута посредством преобразований его в процессы, в которых влияние
какой-либо отдельной гармоники является доминирующим.
Среди всех преобразований более простыми являются линейные
селективные преобразования. Преобразования этого класса могут быть
представлены в единой форме (7.6). Все свойства каждого отдельно взятого
линейного
преобразования
полностью
определяются
свойствами
соответствующей ему весовой функции h(τ).
Каждое отдельно взятое преобразование должно обладать селективным
действием по отношению к одной гармонической компоненте с определенной
частотой (периодом). Но так как значения частот гармонических компонент,
входящих в x(t), заранее неизвестны, то для полного решения задачи селекции
необходимо иметь семейство преобразований такое, что поочередное
применение всех преобразований из него позволяет выделить все гармоники
из правой части (7.9). Задание семейства преобразований обычно
осуществляется путем задания весовой функции hТ(τ), зависящей от
специального параметра Т , изменение которого в определенном диапазоне
позволяет охватить весь диапазон частот искомых гармонических компонент.
Этот параметр Т часто называют пробным периодом.
Рассмотрим результат действия преобразования (7.6) на какую-либо
гармоническую компоненту из (7.9), например, на компоненту
s(t) = rj sin (ωj t + αj ) = Aj cos ωj t + Bj sin ωj t.
В результате преобразования получаем
s(1)(t) = rj
= rj
[sin(ωj t + α j )∙cosωj τ - cos(ωj t + αj )∙sinωj τ] d .
Или окончательно
s(1)(t) = rj Rj sin(ωj t + αj ) - rjIj cos(ωj t + αj ),
(7.10)
где
Rj =
Ij =
Величины Rj и Ij не зависят от времени. Из (7.10) очевидно, что полученная в
результате линейного преобразования функция s(1)(t) также является
гармонической функцией исходной частоты ωj .
Если выбрать весовую функцию hТ(τ) четной, то в результате
преобразования получаем
s(1)(t) = rj Rj sin(ωj t + αj ),
(7.11)
так как Ij будет равно нулю. В этом случае линейное преобразование процесса
x(t) сводится к умножению амплитуды rj каждой из компонент с частотой ωj
на коэффициенты Rj что приводит к сокращению области задания функции.
Функция
R(ω) =
= Re
(7.12)
есть косинус-преобразование Фурье весовой функции h Т(τ). Функцию R(ω)
называют
вещественной
частотной
характеристикой
линейного
преобразования (7.6).
Функцию
= - Im
I (ω) =
(7.13)
которая является синус-преобразованием Фурье весовой функции, называют
мнимой частотной характеристикой линейного преобразования. Если весовая
функция выбрана нечетной, то Rj = 0, и
s(1)(t) = - rj Ij cos(ωj t + αj ),
(7.14)
то есть в этом случае I (ω) определяет характер изменения амплитуд
гармонических компонент.
Если анализируемая функция x(t) задана не во всех, а лишь в конечном
числе точек отрезка [-L, L], то есть при табличном задании функции,
применяются дискретные селектирующие преобразования. Переходя в (7.6)
от интегрирования к суммированию приходим к линейному преобразованию
дискретного типа
x(1)(t) =
(7.15)
Задание такого преобразования сводится к заданию весовых коэффициентов
hs = hd(τs) в точках τ = τs .
Пусть функция x(t) задана в 2N+1 равноотстоящих точках τs = sL/N.
Тогда, проводя преобразования аналогичные вышеприведенным, получаем
выражения для вещественной Rd (ω) и мнимой Id(ω) частотных характеристик
дискретного преобразования:
Rd (ω) =
Id (ω) =
.
Как при непрерывном, так и при дискретном задании исследуемой
функции x(t) степень селективности преобразования определяются
свойствами частотных характеристик. Действительно, пусть для некоторой
весовой функции h(τ) соответствующая ей частотная характеристика R (ω)
оказывается отличной от нуля только вблизи частоты ωk в узкой полосе (ωk
‒Δ; ωk +Δ) значений ω, называемой полосой пропускания. В этом случае
преобразование с такой узкополосной частотной характеристикой
преобразует исходную функцию так, что в x(1)(t) будут иметь амплитуду,
отличную от нуля, только гармонические компоненты с частотами,
лежащими в этом узком интервале. При достаточной узости интервала в нем
будет лежать только одна гармоника или ни одной. Таким образом,
преобразование с узкополосной частотной характеристикой позволяет
осуществить селекцию из функции x(t) гармоник с частотами, лежащими в
этой узкой полосе.
Если проводится множество преобразований с использованием
семейства функций hТ(τ), зависящих от параметра Т так, что при задании
последовательных значений этого параметра полоса пропускания R (ω) будет
смещаться, проходя весь заданный диапазон частот, то применение всех
преобразований из этого семейства позволит осуществить селекцию всех
гармонических компонент, содержащихся в x(t).
7.2. Метод усреднения ординат через пробный период
Метод
основан
преобразования вида
на
x(1)(t) =
использовании
[x(t -
) + x(t +
простейшего
)],
линейного
(7.16)
где параметр Т есть пробный период. Весовая функция этого преобразования
выбирается в виде
h(τ) =
[δ(τ -
) + δ(τ +
)],
(7.17)
где δ(τ) есть дельта-функция Дирака. Функция h(τ) равна нулю вне отрезка [T/2, T/2] является четной функцией, вследствие чего I(ω) = 0. Используя
свойства дельта-функции получаем вещественную частотную характеристику
R(ω) = 2
= cos
= cos λ.
График частотной характеристики R = cos λ, изображенный на рис. 7.1,
проясняет возможности практического использования такого преобразования.
Если известно заранее, что частоты гармонических компонент в
анализируемом процессе x(t) лежат в интервале 0 < ω < ωп , то при выборе
параметра Т равным Т = π/ ωп , будет получено преобразование, при котором
амплитуды гармоник будут ослабляться тем меньше, чем меньше их частота.
Следовательно,
данное
преобразование
осуществляет
фильтрацию
(селекцию) низших частот. Применяя такое преобразование достаточное
число раз, выделяют наиболее низкую из частот.
Рис. 7.1. График частотной характеристики преобразования (7.16) как функции
параметра λ = ωТ/2.
Пример [Серебренников и др., 1965]. Пусть известно заранее, что
частоты гармоник, содержащиеся в анализируемом процессе x(t), лежат в
интервале (0, 10π с-1), где с-1 = сек-1. Сам процесс задан полученной
экспериментально непрерывной записью длиной 2L = 40 с. Пусть процесс x(t)
составлен из трех гармоник с равными амплитудами А1 = А2 = А3 = 1 и
частотами ω1 = π с-1; ω2 = 5π с-1; ω3 = 9π с-1. В соответствии с рекомендацией Т
= π/ ωп берем Т = 0,1 с. При каждом проведении преобразования (7.16)
амплитуды умножаются на величину соответствующей частотной
характеристики:
R1 = cos 0,05π = 0,988;
R2 = cos 0,25π = 0,707;
R3 = cos 0,45π = 0,156.
Изменение амплитуд, получающееся в результате многократного проведения
преобразования, отражает таблица 7.1.
Таблица 7.1.
Последовательное изменение амплитуд гармоник, из которых слагается анализируемый
процесс x(t).
Номер
преобразования
n
1
2
3
4
…..
0,988
0,976
0,964
0,952
…….
0,707
0,500
0,352
0,250
……
0,156
0,024
0,003
0,000
……
8
10
0,905
0,893
0,062
0,031
0,000
0,000
После проведения десяти последовательных преобразований третья
гармоника практически исчезает, а амплитуда второй гармоники уменьшается
до трех процентов от первоначальной. Тем самым в практически чистом виде
выделяется первая гармоника. Теперь полученную первую гармонику следует
вычесть из исходного процесса x(t) и затем к оставшейся разности вновь
применить преобразование (7.16).
Хотя метод усреднения ординат через пробный период является и в
идейном, и в вычислительном плане очень простым, он требует
многократного повторения используемого преобразования, причем число
преобразований становится особенно большим, если имеется несколько
гармоник с близкими низкими частотами или если амплитуда низкочастотной
гармоники в исходном процессе относительно мала по сравнению с
амплитудами высокочастотных гармонических компонент. И все же простота
метода делает его пригодным практически. Еще одна причина изложения
этого метода состоит в том, что в нем техника выявления скрытых
периодичностей проявлена очень отчетливо и не замаскирована сложными
вычислениями.
7.3. Метод усреднения процесса за пробный период
Используется два варианта этого метода. В первом варианте основная
операция, проводимая при преобразовании x(t) имеет вид
x(1)(t) =
.
(7.18)
Очевидно, что в данном преобразовании h(τ) = 1/T при |τ| ≤ T/2 и h(τ) = 0 при
|τ| > T/2.
Соответствующая преобразованию частотная характеристика равна
R(ω) =
sin λ.
sin(ωT/2) =
(7.19)
Преобразование (7.19) обладает несколько большей селективностью на
низких частотах, чем преобразование (7.16).
Во втором варианте этого метода вначале производится разделение
исходного процесса на четную и нечетную компоненты (этот прием
используется и во многих других методах):
u(t) =
[x(t) + x(-t)] =
,
v(t) =
[x(t) - x(-t)] =
.
Функция u(t) является четной, а функция v(t) – нечетной.
Существо метода состоит в специальном интегрировании этих
компонент. Пусть одна из них, например u(t), подвергается преобразованию
вида
u(1)(t) =
(7.20)
Проводя интегрирование, получаем
u(1)(t) =
.
(7.21)
Последнее выражение означает, что в преобразованной функции амплитуды
гармоник изменяются обратно пропорционально их частотам, так что
усиливается вклад гармоники с наименьшей частотой. Для выделения
гармоники с наименьшей частотой необходимо повторить это
преобразование достаточное число раз. При втором преобразовании
получаем
u(2)(t) =
=-
cos ωjt -
).
(7.22)
При втором преобразовании кроме гармонических компонент выделяется
постоянное слагаемое
. Его необходимо устранить, так как при
дальнейших преобразованиях оно будет искажать результаты вычислений.
При достаточно большом интервале задания исследуемого процесса можно
считать, что это постоянное слагаемое приблизительно равно среднему
значению функции u(2)(t):
≈
=
(7.23)
Таким образом, второе преобразование (как и все последующие
преобразования с четными номерами) должно состоять в преобразовании
функции вида u(2)(t) ‒
Для контроля вычислений можно производить преобразования и над
нечетной компонентой, учитывая при этом необходимость исключения
постоянного слагаемого при каждом преобразовании с нечетным номером.
Применение описанной схемы вычислений гарантирует выделение гармоники
с наиболее низкой из частот. Затем эта же процедура применяется к
остальным гармоникам, слагающим x(t).
Второй (интегральный) вариант метода, изложенного в данном
параграфе, обладает большей селективностью по отношению к гармоникам с
низкими частотами по сравнению с первым вариантом в форме (7.18).
7.4. Селективные преобразования Брукса
Расчетная схема метода Брукса состоит в следующем. Берется функция
x (t), найденная по формуле (7.18), и строится функция
(1)
x(2)(t) =
[x(1)(t - T/2) - x(1)(t + T/2)].
(7.24)
Затем этой же операции подвергается функция x(2)(t) и строится функция
x(3)(t) =
[x(2)(t - T/2) - x(2)(t + T/2)].
(7.25)
[x(α)(t - T/2) - x(α)(t + T/2)].
(7.26)
и следующие функции
x(α)(t) =
При каждой такой операции интервал задания функции x(j)(t)
сокращается на Т, поэтому осуществлять ее можно не более n раз, если на
интервале задания исходной функции x(t) укладывается не более n отрезков
длиной Т. Проведение операций (7.24) – (7.26) заключается в
последовательном применении к (7.18) линейного преобразования с нечетной
весовой функцией
h(τ) =
[δ(τ -
) - δ(τ +
)],
(7.27)
имеющего частотную характеристику, равную по модулю |Y| = | sin(ωT/2) |.
Отсюда следует, что отношение амплитуды гармоники с частотой ω в
функции x(α)(t) к амплитуде этой же гармоники в исходной функции x(t) равно
|sinα(ωT/2)|∙(2/ωТ).
Преобразования, проведенные по схеме Брукса, принципиально
отличаются от описанных выше. Все описанные выше преобразования
осуществляли последовательную фильтрацию самых низших частот. Задание
параметра Т определяло только ширину полосы пропускания вблизи ω = 0.
Сам параметр Т фактически задавался шириной диапазона возможных частот
гармонических компонент в анализируемом исходном процессе. Схема же
Брукса (при выбранном α) определяет семейство селективных
преобразований, зависящих от параметра Т. Различным выбранным
значениям Т соответствуют различные положения пика частотной
характеристики преобразования. Таким образом, задавая различные значения
Т, и смещая тем самым пик частотной характеристики, можно осуществлять
поиск и селекцию гармонических компонент анализируемой функции x(t) в
любом диапазоне частот.
7.5. Метод селекции периодических компонент заданного периода
Вычислительная схема метода такова. Интервал времени, на котором
наблюдается исследуемый процесс x(t), представляемый или непрерывной
кривой, или таблично, делится на отрезки длиной Т. Из анализируемого
отрезка процесса x(t) длительностью 2L выделяется встроенный отрезок
наибольшей возможной продолжительности rT, где r – целое число. Пусть,
для определенности, r = 2k +1 есть нечетное число. Тогда, если отсчитывать
абсциссу t от точки, расположенной правее начала встроенного отрезка на kT ,
селективное преобразование, соответствующее данному методу будет
выражаться формулой
x(1)(t) =
∙
(7.27)
или, в эквивалентной форме
x(1)(t) =
(7.28)
где
∙
h(τ) =
Частотная характеристика
оказывается равной
R(ω) =
.
преобразования
легко
вычисляется
и
sin[(k + 0,5)ωT] sin(0,5 ωT).
В случае четного числа отрезков r = 2k удобнее всего расположить
начало координат t = 0 правее начала анализируемого интервала на (k ‒ 0,5T).
Тогда преобразование запишется в виде
x(1)(t) =
∙
(7.29)
Весовая функция имеет вид
h(τ) =
∙
и является четной функцией τ. Частотная характеристика в этом случае имеет
вид
R(ω) = sin kωT ∙ (2k sin ωT)‒1
или, в несколько более удобном виде R(ω) = sin rλ ∙ (r sin λ)-1, где λ = 0,5 ωT.
Из полученных выражений ясно, что частотная характеристика R(ω)
является периодической функцией с периодом по ω, равным 2π/Т. Графики
R(ω) показывают, что наибольшие ее максимумы находятся в точках ω =
2πl/Т, где l - целое число. Эти максимумы оказываются тем резче
выраженными, чем больше параметр r. Следовательно, преобразование,
проводимое по описанной схеме, осуществляет селекцию гармонических
компонент с частотами, равными 2π/Т и кратными им (то есть выделяет
гармоническую компоненту
с периодом, равным пробному периоду).
Результат селекции тем лучше, чем больше отношение длительности
анализируемого отрезка к пробному периоду.
7.6. Вейвлетный анализ климатических числовых рядов
Определение характера климатических изменений за большие
интервалы времени в прошлом требует применения специальных методов
анализа
климатических числовых рядов, то есть последовательностей
числовых значений тех или иных характеристик климата, измеренных для
последовательных интервалов времени. Климатические ряды почти всегда
имеют хаотический вид и могут рассматриваться как индивидуальные
реализации случайных последовательностей (случайных функций). Эти
последовательности могут, в принципе, быть стационарными, особенно на
относительно коротких интервалах времени. Стационарность климатических
случайных функций означает, что все их статистические характеристики,
включая, в частности, спектры, не зависят от выбора начала отсчёта по оси
времени, а сами эти функции представимы в виде линейных комбинаций
гармонических функций (т.е. рядов Фурье). Для анализа таких стационарных
случайных функций могут быть использованы описанные выше методы
выявления скрытых периодичностей. Но для описания нестационарных
климатических рядов, у которых, например, спектры, рассчитанные по не
слишком большим промежуткам времени, явно меняются со временем,
модели стационарных случайных функций, очевидно, не подходят.
В последние годы для описания широкого класса нестационарных
случайных рядов начал применяться метод так называемого вейвлетного
анализа (вейвлетного преобразования временных рядов), являющийся
обобщением гармонического анализа (преобразования Фурье временных
рядов). Несложное введение в технику вейвлетного анализа можно найти во
многих работах (Дьяконов и др., 2002, Короновский и др., 2003). В
вейвлетном анализе, как и в гармоническом анализе, ряды представляются в
виде линейных комбинаций базисных функций, но в качестве последних
берутся не периодически продолжающиеся в плюс/минус бесконечность
функции, а функции, локализованные по времени. Эти функции, получившие
название «вейвлеты» или «вейвлетки», часто имеют вид уединённых волн
(термин "вейвлет" (wavelet) в переводе с английского означает "маленькая
(короткая) волна"). Они могут получаться из одной избранной «материнской
вейвлетки» всевозможными изменениями её масштабов на осях абсцисс и
ординат и сдвигами начала отсчёта на оси времени (причём роль масштаба
может играть ширина вейвлетки, являющаяся аналогом периода гармонической волны, или обратная величина, аналогичная частоте гармоники).
Таким образом, вейвлеты образуют двухпараметрические (так как задаются
величины временнóго масштаба и сдвига по времени) семейства функций.
Иногда эти семейства составляют базис (ортогональное вейвлетное
преобразование). Но при анализе временных рядов гораздо чаще используют
неортогональные вейвлетки, семейства которых формально являются
избыточными, так что исходный одномерный временной ряд преобразуется в
двумерное поле величин вейвлетного преобразования этого ряда.
Зависимость величин вейвлетного преобразования от сдвига по времени как
раз и обеспечивает описание нестационарности рассматриваемого процесса, а
зависимость их от масштаба выявляет спектральный состав ограниченных по
времени колебаний. Результаты вейвлетного анализа можно изобразить
графически в виде карты изолиний значений анализируемой характеристики
вейвлетного преобразования на плоскости частота-время.
В общем случае к вейвлетам относятся локализованные функции,
которые конструируются из одного материнского вейвлета ψ(t) (или по
любой другой независимой переменной) путем операций сдвига по времени
(b) и изменения временного масштаба (а):
ψ ab(t) = (1/ | а | ) ψ ((t-b)/a), (a, b)∈R, ψ (t)∈L2(R).
где множитель (1/ | а | ) обеспечивает независимость нормы функций от
масштабирующего числа “a”.
Непрерывное
(интегральное)
вейвлет-преобразование
сигнала
2
s(t)∈L (R), которое применяется для качественного частотно-временного
анализа, по смыслу соответствует преобразованию Фурье с заменой
гармонического набора базисных функций exp(-jωt) на вейвлетный ψ((t-b)/a):
W(a, b) = ⟨s(t), ψ ab(t)⟩ = (1/
|а |)
∫
∞
−∞
s(t) ψ((t-b)/a) dt, (a, b)∈R, a≠0.
Вейвлетный масштабно-временной спектр W(a,b) в отличие от фурьеспектра является функцией двух аргументов: временного масштаба вейвлета
“а” (в единицах, обратных частоте), и временного смещения вейвлета по
сигналу “b” (в единицах времени), при этом параметры “а” и “b” могут
принимать любые значения в пределах областей их определения.
На рис. 7.2 приведены примеры простейших неортогональных
вейвлетов четного (Mhat) и нечетного (Wave) типов.
Рис. 7.2. Вейвлеты Mhat и Wave. По оси ординат отложены значения ψ (t, а, b)
Для количественных методов анализа (декомпозиция сигналов с
возможностью последующей линейной реконструкции сигналов из
обработанных вейвлет-спекторов) строго с математических позиций в
качестве вейвлетных базисов можно использовать любые локализованные
функции ψ(t)∈ L2(R), если для них существуют функции-двойники (парные
функции) ψ#(t), такие, что семейства {ψab(t)} и { ψ #ab(t)} могут образовывать
парные
базисы функционального пространства L2(R). Вейвлеты,
определенные таким образом, позволяют представить любую произвольную
функцию в пространстве L2(R) в виде ряда:
s(t) = ∑ a,b С(a,b)ψ#ab(t), (a, b)∈I,
где коэффициенты С(a,b) – проекции сигнала на вейвлетный базис
пространства, которые определяются скалярным произведением
С(a,b) = ⟨s(t), ψ ab(t)⟩ = ∫
∞
−∞
s(t) ψ ab(t) dt.
Ниже перечислены свойства вейвлетов, которые принципиально важны
для реализации вейвлетных преобразований:
Локализация. Вейвлет должен быть непрерывным, интегрируемым,
иметь компактный носитель и быть локализованным как во времени (в
пространстве), так и по частоте. Если вейвлет в пространстве сужается, то его
"средняя" (доминирующая) частота должна повышаться, спектр вейвлета
перемещается в область более высоких частот и расширяется. Описанный
процесс должен быть линейным. Это означает, что сужение вейвлета вдвое
должно повышать его доминирующую частоту и ширину спектра также
вдвое.
Нулевое среднее значение, т.е. выполнение условия для нулевого
момента:
∫
∞
−∞
ψ (t) dt = 0,
что обеспечивает выделение локальных особенностей сигналов в
пределах вейвлетного носителя на уровне региональных изменений и тренда,
нулевое усиление постоянной составляющей сигналов с нулевым значением
частотного спектра вейвлета при ω=0, и локализацию спектра вейвлета в виде
полосового фильтра с центром на определенной (доминирующей) частоте ω0
вейвлетной функции.
Ограниченность. Необходимое и достаточное условие ограниченности:
|| ψ (t)||2 = ∫
∞
−∞
| ψ (t)|2 dt < ∞.
Автомодельность базиса или самоподобие. Форма всех базисных
вейвлетов ψab(t) должна быть подобна материнскому вейвлету ψ (t), т.е.
должна оставаться одной и той же при сдвигах и масштабировании
(растяжении/сжатии), иметь одно и то же число осцилляций.
Результатом вейвлет-преобразования одномерного числового ряда
является двумерный массив значений коэффициентов С(a,b). Распределение
этих значений в пространстве (a,b), где “а” - временной масштаб, “b” временная локализация, дает информацию об изменении во времени
относительного вклада в сигнале вейвлетных компонент разного масштаба и
называется спектром коэффициентов вейвлет-преобразования, масштабновременным (частотно-временным) спектром или просто вейвлет-спектром
(wavelet spectrum).
Спектр C(a,b) одномерного сигнала представляет собой поверхность в
трехмерном пространстве. Способы визуализации спектра могут быть
самыми различными. Наиболее распространенный способ – проекция на
плоскость ab с изолиниями (изоуровнями), что позволяет проследить
изменения коэффициентов на разных масштабах во времени, а также выявить
картину локальных экстремумов этих поверхностей ("холмов" и "впадин"),
так называемый "скелет" (skeleton) структуры анализируемого процесса. При
широком диапазоне масштабов применяются логарифмические координаты
(log a, b). Пример вейвлетного спектра простейшего сигнала при его
разложении вейвлетом Mhat приведен на рис. 7.3.
Рис. 7.3. Сигнал, вейвлетный спектр вейвлета Mhat и масштабные сечения спектра.
Если анализируемая функция имеет изломы, спектрограммы уверенно фиксируют место
изломов максимумами (минимумами) значений коэффициентов c(a,b).
По вертикальным сечениям (сечениям сдвига b) вейвлет-спектр
отражает компонентный состав сигнала (из данного комплекта вейвлетов) в
каждый текущий момент. Из смысла преобразования, как скалярного
произведения сигнала с вейвлетом, следует, что значения коэффициентов в
каждой текущей временной точке по масштабным сечениям тем больше, чем
сильнее корреляция между вейвлетом данного масштаба и поведением
сигнала в окрестностях этой точки. Соответственно, масштабные сечения по
параметру “а” демонстрируют изменения в сигнале компоненты данного
масштаба “a” со временем.
Выбор анализирующей вейвлетной функции во многом определяется
тем, какую информацию необходимо извлечь из сигнала. С учетом
характерных особенностей различных вейвлетов во временном и в частотном
пространстве, можно выявлять в анализируемых сигналах те или иные
свойства и особенности, которые незаметны на графиках сигналов, особенно
в присутствии сильных шумов. При этом задача реконструкции сигнала
может и не ставиться, что расширяет семейство используемых регулярных и
симметричных вейвлетных функций. Более того, вейвлет может
конструироваться непосредственно под ту локальную особенность в сигнале,
которая подлежит выделению или обнаружению, если ее форма априорно
известна.
При анализе сигналов вейвлетами четного типа (симметричными или
близкими к симметричным) гармоническим сигналам обычно соответствуют
яркие горизонтальные полосы вейвлетных пиков и впадин на доминирующих
частотах вейвлетов, совпадающих с частотой гармоник сигналов. Нарушения
гладкости сигналов фиксируются вертикальными полосами, пики в сигналах
выделяются максимумами, а впадины – минимумами вейвлетных
коэффициентов. Напротив, вейвлеты нечетного типа более резко реагируют
на скачки и быстрые изменения в сигналах, отмечая их максимумами или
минимумами в зависимости от знака дифференциалов. Чем резче выражены
особенности сигналов, тем сильнее они выделяются на спектрограммах.
Рис. 7.4. иллюстрирует вейвлет-преобразование сигнала, изображенного
на рис. 7.3, но искаженного наложенными на него шумами. При наложении
на анализируемые функции шумов точное определение места изломов по
масштабным сечениям на малых значениях параметра “а” становится
невозможным, однако на больших значениях параметра “а” такая
возможность сохраняется, но с уменьшением точности локализации.
Рис. 7.4. Вейвлет-преобразование сигнала, имеющего изломы и возмущенного шумами
Приведенные простые примеры совершенно отчетливо показывают, как
вейвлетный анализ позволяет обнаруживать характерные особенности,
например, временных рядов значений температуры (достаточно заметить, что
изломы функций из рассмотренных примеров аналогичны границам
интервалов возрастания и убывания значений температуры). Иллюстрация
возможностей вейвлетного анализа как средства извлечения климатической
информации из рядов экспериментальных данных дана в главе 5.
Для практического применения вейвлетного анализа разработано
обширное программное обеспечение. Самое мощное современное
программное обеспечение вейвлетного анализа данных – пакет расширения
Wavelet Toolbox системы Matlab. Он включает в себя средства для изучения,
создания и применения вейвлетых функций и вейвлет-преобразований как в
командном режиме, так и с помощью средств графического интерфейса
пользователя. Wavelet Toolbox предоставляет в распоряжение пользователя
инструментальные средства для дискретного и непрерывного вейвлет-анализа
и синтеза сигналов и изображений, встроенные вейвлетные функции
различных типов, возможность задания собственных вейвлетных функций,
средства обработки сигналов и вейвлетных спектров, средства вейвлетной
очистки сигналов от шумов.
8. ПАЛЕОКЛИМАТИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ
8.1. Принципы определения
геологическом прошлом
характеристик
климата
Земли
в
Одним из основных принципов, на которых основаны попытки
определения климатических характеристик в различные периоды
геологической истории Земли, является принцип актуализма. Согласно этому
принципу, по крайней мере, на протяжении кайнозоя действовали те же
самые механизмы формирования климата, что и механизмы, формирующие
современный нам климат, и формировавшие его на протяжении четырех
последних столетий (то есть на протяжении времени инструментального
определения климатических характеристик). Поэтому теоретические
представления (пусть пока еще не полные) о причинах, определяющих
характеристики современного нам климата и климата недалекого прошлого,
можно распространить на климаты древних эпох и определенным образом
использовать для их реконструкции.
В прошлые геологические эпохи осуществлялся такой же, как и в
настоящее время, механизм взаимодействия солнечной излучения с системой
суша-океан-атмосфера-биосфера. Солнечная радиация – первичный
климатообразующий фактор – частично поглощалась, отражалась или
рассеивалась атмосферой, а остальная ее часть достигала поверхности Земли.
Суммарная радиация, достигающая земной поверхности, зависела от
химического и аэрозольного состава атмосферы. Так же как и в современную
эпоху, в древности соотношение отраженной, поглощенной, прямой и
рассеянной радиации зависело не только от газового состава, и аэрозольных
примесей атмосферы, но и от мощности облачного покрова и отражающей
способности земной поверхности (альбедо).
Другой частью содержания принципа актуализма является
утверждение, что физические и биологические процессы, вызывающие в
настоящее время изменения в природных объектах, служащих индикаторами
климата, и в прошлом протекали аналогично и вызывали подобные же
изменения в подобных объектах-индикаторах. Эта часть принципа является
обоснованием широкого использования природных индикаторов климата
(называемых также косвенными показателями климата) для модельной
реконструкции условий окружающей среды в прошлом.
Следует
признать,
что
палеоклиматические
исследования,
базирующиеся почти исключительно на косвенных показателях климата, не
всегда дают определенные ответы на вопросы о точных количественных
значениях главных характеристик климата ‒ температуры и годового
количества атмосферных осадков в те или иные периоды далекого прошлого
Земли. Наиболее точными являются палеотермометрические определения по
раковинам и скелетным образованиям (стенотермных) беспозвоночных
организмов, состоящих из карбоната кальция, и информация, получаемая при
анализе растительного покрова.
Геологические показатели древнего климата отражают усредненную
совокупность всех климатических элементов за сравнительно большой
отрезок времени. Надо иметь в виду, что каждая группа геологических
показателей климата (литологические, геохимические, геоморфологические,
палеонтологические, палеоботанические, палинологические) имеет свою
скорость реакции на климатические изменения. Наиболее консервативными в
этом отношении являются литологические и геохимические признаки.
Органический мир в течение геологической истории сравнительно быстро
эволюционировал
и дифференцировался. Растительные и животные организмы были
вынуждены проходить через жестокое сито отбора. Отбора особей,
обладающих соответствующими условиям среды свойствами и способных
существовать в изменяющихся условиях, и отсева неспособных в этих
условиях существовать. Довольно долго могли существовать и реликтовые
формы в совершенно чуждом для них климатическом режиме.
Существуют группы исследователей, которые при построении
палеоклиматических карт наиболее существенными считают литологические
критерии, другие же наибольшее значение придают данным палеоботаники и
палинологии, практически игнорируя результаты литологии. Однако,
попытки палеоклиматических реконструкций, основанные только на
результатах палеоботанических, палинологических и палеонтологических
исследований, могут приводить к искаженным представлениям о климатах
далекого прошлого. Это объясняется тем, что, с одной стороны, в ископаемое
состояние в данном месте часто попадают организмы различных
ландшафтных областей. С другой стороны, находки ископаемых организмов
одной таксономической группы в некотором слое осадочных пород еще не
являются свидетельством неизменности климатических условий при
формировании этого слоя, по той причине, что многие организмы могут
существовать в широком диапазоне климатических условий, а также по
причине сравнительно быстрой приспособляемости организмов к
изменяющимся условиям среды. Эти свойства живых организмов снижают
определенность палеоклиматических выводов.
Наиболее полные и объективные данные о климатах древних эпох и
логически правильные реконструкции климатической зональности могут
быть
получены
только
на
основе
принципа
комплексности
палеоклиматических
исследований
с
использованием
различных
взаимодополняющих методов. При этом литологические климатические
свидетельства должны согласовываться с данными геохимии, палеозоологии,
палеоботаники и палинологии.
Ниже излагаются современные представления о климате кайнозоя, так
как климатологические реконструкции наиболее надежны для этого времени.
Климаты кайнозоя по данным глубоководного бурения
Для характеристики климатов палеозоя и мезозоя в основном
используются данные по литологическим континентальным объектам,
особенности же климата кайнозоя могут быть существенно дополнены при
анализе результатов глубоководного бурения в пределах акватории Мирового
океана. Изотопно-кислородный анализ раковин планктонных и бентосных
фораминифер совместно с литологическими особенностями океанских
осадков дает возможность оценить температурный режим обширных
территорий и выявить общие тенденции климатических изменений.
Как отмечалось ранее, концентрация изотопов кислорода в раковинном
веществе и морской воде является функцией температуры и солености.
Особенно сильные изменения изотопного состава воды происходили в период
образования мощных ледниковых покровов, т. е. в плейстоцене, плиоцене и
большей части миоцена.
Процесс изъятия из океанов огромного количества пресной воды,
идущей на образование льда, приводил к повышению солености и
обогащению океанской воды тяжелым изотопом кислорода. В конечном итоге
это отражалось и на изотопном составе органогенного кальцита.
До настоящего времени правильная интерпретация изотопнокислородных данных представляет собой сложную и далеко не решенную
проблему. Поэтому довольно часто изотопно-кислородные данные за
последние 15-20 млн. лет не пересчитываются на палеотемпературные
значения, а рассматриваются, скорее, как качественная, а не количественная
характеристика климата.
Соотношения изотопов кислорода в раковинах бентосных и
планктонных фораминифер дают информацию о придонных и поверхностных
температурах. Наиболее надежными являются данные по температурам
палеоцена, эоцена и большей части олигоцена, т. е. для тех отрезков времени,
когда практически полностью отсутствовали ледниковые образования на
полюсах.
Принято считать, что температура глубинных океанических вод
соответствует температуре поверхности воды приполярных районов
(приблизительно на широте 65°). Анализ значений температуры глубинных
вод, установленных еще в начале 60-х годов, привел к выводу о тенденции
общего падения температур от 10°С в олигоцене, 7°С в раннем и среднем
миоцене до 2°С в раннем плиоцене. Определение палеотемператур среды
обитания бентосных форм тропических и экваториальных районов Тихого и
Атлантического океанов дало возможность представить особенности
изменения придонных температур, а, следовательно, и общие тенденции
изменения климата на протяжении последних 70 млн. лет.
После некоторого снижения температур на границе мелового и
палеогенового периодов произошло резкое повышение температур с
максимумом в эоцене. В это время придонные температуры составляли 1214°С. В позднем эоцене началось прогрессирующее понижение температур,
которое, однако, несколько раз прерывалось кратковременным повышением
температур в середине миоцена и раннем плиоцене. На основании обобщения
материалов по изотопно-кислородным палеотемпературам, полученным во
время рейсов исследовательского судна «Гломар Челленджер», установлена
общая тенденция изменения температур глубинных океанических вод на
протяжении последних 60 млн. лет.
Наибольшие изменения температур придонных вод произошли между
55 и 35 млн. лет назад, а также в позднем миоцене и плиоцене, т. е. между 15
и 5 млн. лет назад. Довольно низкие температуры придонных вод характерны
для олигоценовой эпохи. После кратковременного повышения температур в
конце эпохи они вновь уменьшаются.
По имеющимся данным резкое понижение температур придонных вод
после эоценового максимума произошло на границе эоцена и олигоцена и
составляло почти 7-8°С. Считается, что такое понижение температур
произошло почти в течение 100 тыс. лет. Однако при сравнении этих данных
с палеоклиматическими материалами по материкам выявляются довольно
существенные противоречия. Палеоботанические и палеозоологические
данные убедительно свидетельствуют о сильном похолодании, которое
произошло во второй половине олигоценовой эпохи.
При анализе изменения температур придонных вод Мирового океана в
олигоценовую эпоху выявляется одна довольно парадоксальная особенность.
Придонные воды Северной Атлантики в течение всей олигоценовой эпохи
были теплее, чем придонные воды не только в Южной Атлантике, но и в
экваториальных районах. Согласно проведенным расчетам, придонные воды
Северной Атлантики, по крайней мере, на 2-3°С были теплее придонных вод
умеренных широт в районе Антарктиды. Это явление можно объяснить
следующим образом. Смешивание придонных вод Северной Атлантики
затруднялось существованием Исландско-Фарерского подводного хребта.
Этот хребет, возникший еще в эоценовую эпоху, препятствовал поступлению
холодной воды из Полярного бассейна и служил крупнейшим
палеогеографическим барьером в течение всего неогенового периода. Общие
тенденции изменения климата хорошо отражаются и в распределении
температуры поверхности воды Мирового океана, которое устанавливается
на основании распределения изотопов кислорода в раковинах планктонных
фораминифер. Однако к общим недостаткам изотопно-кислородного метода
здесь прибавляется новый. Это необходимость выделения среди всего
комплекса родов и видов фораминифер тех форм, которые в
действительности обитали только в самом верхнем слое воды. Для отбора
поверхностных планктонных видов обычно используют изменение
соотношения изотопов углерода. Этот метод основан на существовании
значительной разницы между концентрацией изотопа 13С в поверхностных и
глубинных водах, а, следовательно, и в раковинах фораминифер.
Для определения температуры поверхности воды Мирового океана в
процессе проведения изотопно-кислородного анализа проб, состоящих из
поверхностных планктонных форм, но практически обитавших в толще воды
мощностью около 100-150 м, необходимо вносить, по крайней мере, две
поправки. Одна из них учитывает разницу между изотопно-кислородными
температурами, установленными по всей пробе планктонных фораминифер и
по видам, обитавшим только на поверхности океана. Вторая поправка
представляет собой разницу между фактическими температурами
поверхности
воды
и
изотопно-кислородными
температурами,
установленными по наиболее мелководным формам. Суммарная поправка для
плиоцена и плейстоцена составляет 7°С, для миоцена - 3°С, олигоцена - 4°С, а
для палеоцена и позднегомела - 2°С.
Температуры поверхности воды Мирового океана могут быть сравнены
с температурами поверхности воды эпиконтинентальных морей. Последние
установлены на основании изотопно-кислородного анализа и по
распределению магнезиальности в раковинах сугубо планктонных форм, и
главным образом, по бентосным формам, которые обитали в литоральной
зоне на глубинах, обычно не превышавших первые десятки метров.
Реконструированные температуры Северной Атлантики хорошо
согласуются с результатами палеотемпературных определений по
эпиконтинентальным морям Евразии и дают возможность оценить
общепланетарные изменения температур. Они позволяют не только наметить,
но и оценить происходившие в течение кайнозоя похолодания, которые
развивались неравномерно и неоднократно сменялись потеплениями.
После похолодания в датском веке, которое хорошо фиксируется как
изотопно-кислородной, так и магнезиальной палеотермометрией и
отражается на литологическом составе осадков, условиях седиментации и
обитания морских организмов, начинается новое существенное повышение
температур. Если в начале палеоцена средние температуры в умеренных
широтах составляли 14-16°С, то уже в конце палеоцена они повысились до
22-24°С. В течение этого времени в приэкваториальных широтах средние
годовые температуры оставались практически без изменения.
В течение эоценовой эпохи температуры продолжали увеличиваться.
Максимально высокие температуры за всю кайнозойскую историю отмечены
в середине эоценовой эпохи (эоцен – среднее подразделение палеогена). В это
время средние годовые температуры в центральной и западной частях Тихого
океана составляли – 26-28°С, а в Северной Европе они достигали 30-31°С.
Хотя существование столь высоких значений для Северной Европы
проблематично, но сам факт наличия довольно высоких температур
подтверждается многочисленными литологическими и палеонтологическими
материалами.
Эоценовая эпоха была временем максимального расширения поясов
экваториального и тропического климата и проникновения в средние и
высокие широты тропических организмов. В частности, в средних широтах
как северного, так и южного полушария располагались разнообразные рифы,
в том числе и коралловые, и обитали многочисленные представители таких
теплолюбивых организмов, как нуммулиты, шестилучевые кораллы и др. В
пределах морских акваторий происходило интенсивное осаждение
органогенных карбонатов, а в ряде мест и эвапоритов. На суше обитали
теплолюбивые представители фауны и флоры. На некоторых островах
Канадского Арктического архипелага, в частности, на о. Элсмир,
расположенном на 78° с. ш., в отложениях среднего эоцена обнаружены
остатки таких теплолюбивых животных, как крокодилы, черепахи и др. В
северной части Канады, на севере и северо-востоке Евразии и на
Новосибирских островах обнаружены остатки пальм, разнообразных
вечнозеленых и широколиственных растений. Температура поверхности воды
в пределах о. Элсмир достигала 15°С . По данным палеоботанического
анализа, температура воздуха в южных районах Калифорнии составляла
30°С, а на Аляске - 20-25°С.
В конце эоцена все сильнее проявляются признаки наступающего
похолодания. Оно выражается в постепенном сужении ареалов тропических и
просто
теплолюбивых
организмов,
уменьшении
объемов
эвапоритообразования и площадей карбонатонакопления, постепенной смене
тропической вечнозеленой растительности растительностью листопадной.
Согласно палеотермометрическим данным, глобальные средние годовые
температуры в конце эоцена по сравнению со средним эоценом понизились
на 5-6°С.
По мнению некоторых исследователей, в эоценовую эпоху в
Антарктиде начало развиваться горное оледенение и в конце эоцена, т. е.
около 38 млн. лет назад, отдельные ледники достигали берега океана. Однако,
исходя из палеотемпературных данных, началом покровного оледенения
Антарктиды может считаться вторая половина олигоценовой эпохи (25-30
млн. лет назад), когда произошло существенное понижение температуры всей
земной поверхности. Согласно палеотемпературным определениям, во второй
половине олигоцена средние годовые температуры в средних широтах
снизились до 7-10°С. В связи с глобальным похолоданием резко усилился
подъем глубинных вод вокруг Антарктиды и осуществлялось проникновение
холодных шельфовых вод в экваториальные широты.
Похолодание и покровное оледенение явились причиной значительного
снижения уровня океана, регрессии, увеличения климатических контрастов и
появления нового типа климата - континентального. Похолодание привело не
только к существенному изменению атмосферной циркуляции, но и к
развитию совершенно иной системы поверхностных и глубоководных
морских и океанических течений.
В раннем миоцене температура стала повышаться. В это время на
территории юга России средние годовые температуры составляли 14-18°С, а
на севере Европы - 12-16°С. По сравнению со второй половиной олигоцена в
раннем миоцене происходило расширение тропического пояса и повышение
температуры в умеренных и полярных широтах.
Однако повышение температуры было непродолжительным, и уже во
второй половине миоцена намечается новый спад температуры, особенно
сильно выразившийся в средних и высоких широтах. Это похолодание
хорошо фиксируется сокращением ареала тропической и субтропической
фауны и флоры, смещением к экватору поясов рифообразования и
карбонатонакопления и появлением в высоких широтах первой таежной
растительности. В то время, т. е. примерно 12-13 млн. лет назад,
увеличивается в размерах ледяной покров в Антарктиде. Ледники возникли
на большинстве гористых арктических островов и на Аляске. Об этом
свидетельствуют находки моренных отложений на Аляске, на островах
Канадского Арктического архипелага и др. Моренные отложения на Аляске
датируются 10 млн. лет.
Несмотря на неоднократные, но кратковременные повышения
глобальных температур, происходившие в течение плиоценовой эпохи, все
они были недостаточны для существенного сокращения, а тем более для
исчезновения ледникового покрова. В середине плиоцена средняя годовая
температура на юге России составляла 16°С, а в Северной Европе и в
пределах Северного моря - 12°С.
Температурный градиент от экватора к полюсам был минимальным
около 50 млн. лет назад и не превышал 5°С. В дальнейшем происходило
нарастание градиента с максимумом (около 40°С) в эпохи максимальных
похолоданий в четвертичном периоде. Можно полагать, что средняя годовая
температура у Северного полюса в среднем эоцене составляла около 5°С, а в
конце олигоцена ‒ 0°С (в современную эпоху она равна минус 14°С).
Следует отметить, что наиболее существенные изменения средних
годовых температур происходили не в экваториальных широтах, где
температура изменялась в пределах 22-28°С, а у полюсов и особенно в
умеренных широтах, где температура при похолоданиях уменьшалась на 1520°С.
Климаты плейстоцена и голоцена
Природные условия четвертичного периода изучены полнее и
детальнее, нежели остальные.
Традиционно эталоном для геохронологического расчленения
плейстоцена и голоцена считаются ледниковые зоны Европы и Северной
Америки. Четвертичные отложения здесь хорошо изучены и ледниковые
толщи многократно переслаиваются аллювиальными и озерными осадками,
слоями почв и корами выветривания. В них известны многочисленные
остатки растений и животных, основным местообитанием которых были
области со значительно более теплым климатом по сравнению с
современным. Это в свою очередь свидетельствует о многократных
изменениях климатических условий и перемещении природных зон.
В течение четвертичного периода неоднократно происходили
существенные изменения физико-географической обстановки, претерпевал
эволюцию
рельеф
земной
поверхности,
изменялись
процессы
осадконакопления, наблюдались значительные изменения в развитии
растительного и животного мира, возрастали гипсометрические контрасты
между континентами и океанами. По самым различным подсчетам, средняя
амплитуда поднятия материковой суши составляла несколько сотен метров.
Продолжали нарастать гипсометрические контрасты в пределах каждого
континента, где продолжался подъем горных областей, которые оказывали
существенное влияние на циркуляцию атмосферных масс.
В основе многих видоизменений географической оболочки лежали
периодические перестройки климата, когда эпохи обширных похолоданий с
развитием материкового оледенения сменялись сильными потеплениями,
причем в некоторые из них температуры были значительно выше, чем в
современную эпоху. Ритмические изменения климата приводили к
периодическому смещению климатических поясов и их миграция даже за
сравнительно короткий промежуток времени составляла 1000-3000 км.
Особенно велики были колебания средних годовых температур. Даже в
экваториальной части Атлантики и в Карибском море, согласно изотопным
данным, изменения температур поверхностного слоя воды составляли 6-8°С.
Одновременно с этим фиксируется и изменение температур придонных слоев
воды в глубоководных зонах океана на 2-4°С.
Климатические условия ледниковых эпох
В начале четвертичного периода было прохладнее, чем в неогене, но
теплее по сравнению с современной эпохой. Климатическая зональность
имела много общих черт с современной, но ее характерной особенностью
являлась большая ширина умеренного и тропического поясов.
Сильное похолодание, наступившее в середине раннего плейстоцена с
понижением средних годовых температур на 10-15°С в высоких широтах,
привело к образованию вначале мощного снежного, а затем и ледяного
покрова. Ледниковые покровы, существовавшие в полярных районах, в конце
плиоцена стали постепенно увеличиваться в размерах. Хотя по целому ряду
причин время начала систематических колебаний границ ледниковых
покровов определить крайне трудно, но обычно считается, что значительные
перемещения границ льдов начались примерно 700 тыс. лет назад.
В эпохи оледенений нарастание мощности ледниковых покровов
вызывало их смещение в направлении к экватору. Причем наибольшее
распространение ледяного покрова отмечалось в районах с влажным морским
климатом, в то время как в сухом континентальном климате ледники
занимали незначительные площади. Во время наиболее сильных похолоданий
ледниковый покров в северном полушарии в среднем достигал 57° с.ш., а в
отдельных районах языки ледника простирались до 40° с. ш. в Северной
Америке материковое оледенение доходило до 40° с. ш., а в Европе - до 50° с.
ш. Границы морских льдов в ледниковые эпохи смещались в сторону низких
широт на 10-15° в северном полушарии и на 5-10° - в южном. Одновременно
с этим снижалась снеговая линия в горах и увеличивалась площадь
многолетних мерзлых пород.
Появление материкового ледяного щита и глобальное похолодание
вызвали интенсивные изменения климатической зональности. По сравнению
с современными пояса арктического и антарктического климатов сильно
расширились. Арктический пояс распространился до 40-50° с. ш. Эта
территория была занята обширными ледниковыми щитами, тундрой, тундростепями и морскими льдами. Пояса умеренного, субтропического и
тропического климатов были сильно сужены и cмещены в низкие широты. В
засушливых секторах влажность увеличил ась и в периоды оледенений
существовали плювиальные эпохи.
Вопрос о количестве и режиме выпадения атмосферных осадков в эпохи
оледенений не ясен. Несомненно, что условия увлажнения в это время в
разных частях менялись по-разному, так как изменялась система атмосферной
циркуляции. Тем не менее, можно достаточно уверенно говорить, что в эпохи
максимальных оледенений общее количество атмосферных осадков в
пределах континентов сильно уменьшалось, так как из-за распространения
льдов сокращалась общая площадь испаряющей поверхности. Значительное
уменьшение общего количества атмосферных осадков во время ледниковых
эпох явилось одной из причин приостановления дальнейшего развития
континентальных оледенений.
Если климат в областях, занятых ледниковыми покровами обладал
многими чертами сходства с районами современного оледенения, то в
пределах районов, свободных ото льдов, т. е. в областях умеренных и низких
широт, он существенно отличался от современных типов климата.
Охлаждающее влияние ледников на прилегающие территории вызвало
возникновение своеобразных природных зон, называемых перигляциальными
степями. Для них характерно сочетание довольно низких температур воздуха
в течение года, относительно большого количества суммарной солнечной
радиации и очень небольшой годовой суммы атмосферных осадков. Такие
своеобразные климатические условия способствовали возникновению
специфических ландшафтов, которые сочетали в себе черты современных
тундр и высокогорных степей.
Рост ледникового покрова вызвал общее снижение уровня Мирового
океана примерно на 100-150 м по сравнению с современным. В периоды
оледенений, таким образом, увеличивал ась не только континентальность
климата, но и происходило дальнейшее снижение температур ввиду того, что
значительная доля солнечной инсоляции из-за высокого альбедо ледяной
поверхности не расходовалась на обогрев планеты. Понижение температуры
во время оледенений можно рассчитать, исходя из положения снеговой линии
и вертикального градиента температуры. В первоначально проведенных
расчетах вертикальный градиент принимался равным 0,5°С /I00 м, из чего
определенное для последнего оледенения в Альпах понижение температуры
оказалось равным 5°С. В дальнейшем было выяснено, что значение градиента
занижено. Оно равно 0,7°С/100 м; поэтому, понижение температуры в Альпах
составляло 8-9°С.
Анализ распространения многолетних мерзлых пород в перигляциальной области позволяет оценить изменение температур в равнинных
областях. Наблюдения за современными многолетними мерзлыми породами
дают основание связать южную границу ее распространения с изотермами 2°С или -5°С. Это позволяет предполагать, что в Центральной Европе,
расположенной между Альпийским и Скандинавским центрами оледенения с
развитыми многолетними мерзлотными процессами, температура понижалась
на 12-15°С.
Исходя из понижения уровня снеговой линии на отдельных горах
Ближнего Востока, можно полагать, что средние температуры понижались на
14-15°С. По данным изотопного анализа средняя годовая температура
поверхности вод в Средиземном море понижалась по сравнению с
современной на 13-15°С.
В ледниковые эпохи северное полушарие было холоднее южного, и
поэтому термический экватор располагался в южном полушарии, а не в
северном, как в настоящее время.
Средняя температура самого теплого месяца на краю ледникового
арктического щита повышал ась до 0°С, В то время как в центральных
районах она опускал ась до -25-30°С. По аналогии с современными
температурами в пределах Антарктического щита предполагается, что в
зимние месяцы температура нередко опускалась до -70°С.
В перигляциальной области (тундра, тундра-степь и лесотундра)
значения радиационного баланса и суммарной солнечной радиации были
близки современным арктическому и антарктическому поясам. Общее
количество атмосферных осадков обычно не превышало 200-250 мм/год.
Средняя температура самого теплого месяца нередко повышалась до 10°С,
хотя в холодное время года она часто опускалась до -50°С.
Падение температуры и снижение уровня снеговой линии привели к
возникновению горных оледенений не только в умеренных, но и в
субтропических и тропических поясах. Плейстоценовые горные ледники
имелись во многих районах Азии, Африки, на островах Тихого океана и в
тропической части Южной Америки.
Геологические, палеоботанические и палеонтологические исследования
свидетельствуют о том, что во время ледниковых эпох в субтропическом
поясе увеличивалась влажность и снижалась температура. В бессточном
Большом Бассейне Северной Америки находились гигантские пресноводные
озера (озера Лахонтон и Боннвилл), о чем свидетельствуют сохранившиеся
древние береговые террасы. Доказано, что воды плейстоценовых озер не
могли быть талыми ледниковыми и в течение всего плейстоцена озера были
бессточными. Котловины были затоплены в результате увеличения
атмосферных осадков и возрастания речного стока. Озерные бассейны
подобного типа были и в Евразии (озера Иссык-Куль, 3айсан, озера Китая и
Монголии и др.).
В ледниковые эпохи разность между температурами низких и высоких
широт в северном полушарии составляла 55-70°С, в то время как в
межледниковые эпохи - всего 30-35°С. Увеличение температурных
контрастов от межледниковых эпох к ледниковым сопровождалось
усилением интенсивности атмосферной циркуляции.
Смещение циклонов к экваториальным широтам приводило к
увеличению увлажненности аридных областей, расположенных на
территории Южной Европы, Центральной Азии, Африки и Северной
Америки. Циклоническая деятельность в эпохи оледенений обеспечивала
обильное выпадение атмосферных осадков в тропических и экваториальных
широтах, эти эпохи получили название плювиалов. Большое количество
атмосферных осадков обеспечивало, с одной стороны, развитие горных
ледников, а с другой увеличивало сток равнинных рек. Именно в
плювиальные эпохи на равнинах Гоби, Аравии, Сахары, в пределах
современных пустынь и полупустынь Северной Америки (запад США,
Мексика), Южной Америки, Африки (пустыня Атакама) и в Австралии
формировалась сильно разветвленная гидрографическая сеть и повышался
уровень озер.
Однако в целом в ледниковые эпохи в северном полушарии количество
атмосферных осадков уменьшалось на 150-200 мм/год, а в южном на 100-150
мм/год.
Что же касается районов, прилегающих к экватору, то соотношение
между оледенениями и плювиалами здесь обратное. Ледниковым периодам
соответствовали эпохи засушливые, а межледниковьям - дождливые.
В течение плейстоцена Каспийский бассейн претерпел значительные
изменения конфигурации и колебания уровня, связанные не только с
изменением водосборной площади, но и влиянием климатических факторов.
Часть происходивших трансгрессий Каспия хорошо коррелируется с
межледниковьями, а регрессии - с ледниковыми эпохами.
Климатические условия межледниковых эпох
В эпохи межледниковий происходила миграция в высокие широты
климатических областей, структура географической оболочки хотя и
приближалась к современной, но не была полностью ей тождественна.
Палеогеографические данные, а главным образом палеонтологические
материалы (данные зоо- и фитогеографии) свидетельствуют о различных
особенностях природных зон межледниковий и значительном расширении
экваториальных и тропических поясов по сравнению с эпохами оледенения.
В пределах арктического и антарктического поясов, размеры которых
были близки к современным, годовая суммарная солнечная радиация, повидимому, не выходила за пределы 3800-4200 МДж/м2. Средние годовые
температуры, как правило, были отрицательными. Средние температуры
самого холодного месяца составляли от -30 до -50°С, а в теплые сезоны
повышались до 0-2°С.
Су6арктический пояс характеризовался развитием тундровых и
лесотундровых ландшафтов. Средние температуры самого теплого месяца
увеличивались до 10-12°С, и одновременно с этим возрастала годовая сумма
атмосферных осадков.
В пределах умеренного пояса в межледниковьях плейстоцена, так же
как и в современную эпоху, существовали ландшафтно-климатические зоны
тайги, широколиственных лесов, лесостепей, степей, полупустынь и пустынь
с соответствующими показателями температурного режима, количеством
атмосферных осадков и характером их выпадения в течение года.
Значения температур в плейстоценовую эпоху на территории Евразии
можно определить не только на основе сравнительного метода по аналогии с
современными ландшафтно-климатическими областями, но и по данным
стронциевой и магнезиальной палеотермометрии. В пределах таежной зоны в
микулинско-казанцевское и лихвинское межледниковья из аналогии с
современной растительностью, учитывая особенности минералообразования,
можно полагать, что средние температуры в зимнее время не опускались
ниже -20°С, а средние летние температуры равнялись 10-15°С. Близкие
значения средних летних температур получены стронциевым методом по
раковинам пресноводных моллюсков. В пределах европейской части СССР
средние годовые температуры равнялись10-15°С, а в Южной Сибири - 1012°С. В зоне широколиственных лесов средние годовые температуры были
выше современных на 3-4°С. В теплое время года средние температуры среды
обитания пресноводных моллюсков на европейской части СССР достигали
20°С, а в Южной Сибири - 15-18°С.
В лесостепной и степной зонах климат был более теплым. Ввиду того
что коэффициент термофильности, вычисленный по спорово-пыльцевым
комплексам, обычно колеблется в пределах 0,2-0,5, а это дает основание
считать, что средние годовые температуры составляли примерно 4-7°С.
Несколько более высокие значения установлены стронциевым методом по
раковинам Uпio Crassiaпa, обитавшим в Приднестровье, на юге Украины и
Северном Кавказе (7-8°С). Средние летние температуры в лесостепной и
степной зонах нередко повышались до 20-25°С. Исходя из состава
растительного покрова, общее количество атмосферных осадков вряд ли
превышало 500 мм. Оно снижалось в центральных частях континентов, где,
так же как и в современную эпоху, располагались обширные аридные
области, занятые полупустынями и пустынями.
В пределах субтропического пояса выделяются области с муссонным и
засушливым климатом с соответствующими типами растительного покрова.
Северная граница субтропического пояса в эпохи значительных потеплений
проходила в более высоких широтах по сравнению с современным ее
положением. Средние годовые температуры этого пояса, как на основании
анализа растительного покрова, ареалов наземной стенотермной фауны,
типов литогенеза и аутигенного минералообразования, так и по данным
изотопной, магнезиальной и стронциевой палеотермометрии, колебались в
пределах 14-18°С.
В тропическом и экваториальном поясах, которые в микулинскоказанцевском межледниковье были значительно шире современных,
располагались области с аридным, переменно-влажным (сезонно-влажным) и
равномерно-влажным климатом. Средние годовые температуры среды
обитания планктонных фораминифер в пределах экваториального пояса
изменялись в пределах 25-28°С.
В межледниковые эпохи стаивала значительная часть ледникового
покрова. Ледяные щиты оставались только в Антарктиде и Гренландии. Это
приводило к эвстатическому повышению уровня Мирового океана на 100-120
м и развитию глобальных трансгрессий.
Послеледниковое потепление
После сильного вюрмского оледенения в последующие 14 тыс. лет
произошло
постепенное
потепление,
сопровождаемое
деградацией
ледниковых щитов Европы и Северной Америки.
На основании изучения растительности болот, послеледниковое время
разделяется на несколько климатических периодов: прохладный и влажный
субарктический (пребореальный), сухой бореальный, теплый и влажный
атлантический, сухой суббореальный, влажный субатлантический.
Развитие растительности и изменение климата на северо-западе Европы
тесно связано с отступлением скандинавского ледникового щита и
изменением уровня Балтийского моря. Около 13 тыс. лет назад стала
освобождаться ото льда южная часть Балтийской котловины. В течение
голоцена климатическая роль Балтийского моря неоднократно менялась. В
период озерных стадий поверхностные воды быстрее охлаждались зимой и
нагревались летом. Роль Балтийского моря как поставщика тепла и влаги
усиливалась тогда, когда оно соединялось с теплым Атлантическим океаном.
На различных континентах по спорово-пыльцевым анализам выявлены
довольно согласованные изменения климата. Не вдаваясь в детали, можно
сказать, что после быстрого потепления, наступившего на последней стадии
оледенения, весьма продолжительное время существовал теплый интервал,
который получил название климатического оптимума (рис. 8.1). Иногда его
приравнивают к атлантической фазе, но чаще понимают как интервал,
объединяющий бореальную, атлантическую и суббореальную фазы.
Исходя из более широкого распространения мидий, которые обитали на
побережье Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, на севере Сибири,
считается, что средняя годовая температура воды в Арктике была на
несколько градусов выше, чем в настоящее время. В это время ледники на
Шпицбергене сохранялись только на Северо-Восточной Земле. В
значительной части Северный Ледовитый океан был свободен ото льда.
Морские льды занимали площадь около (4...5)∙166 км2 и, по-видимому,
основная их масса концентрировалась в восточной части океана.
В период климатического оптимума в Исландии росли березовые, а в
Европе ‒ широколиственные леса. В связи с потеплением растительные зоны
сместились на север. Зона умеренных лесов продвинулась на север на 5°
широты, а средиземноморская теплолюбивая растительность ‒ на 2-3° и даже
перешагнула Альпы. Повысилась и верхняя граница распространения леса.
Так, в Альпах, Пиренеях, Карпатах растительность произрастала на 300-400 м
выше современного уровня.
По
оценкам,
проведенным
на
основании
распространения
растительности,
уровня
снеговой
линии,
геоморфологических
и
палинологических данных, можно полагать, что средние годовые
температуры в Европе были на 2°С, а возможно, и более выше современных.
Но, несмотря на это, имеются все основания считать, что зимний период не
был существенно теплее современного. Об этом свидетельствует тот факт,
что все вечнозеленые растения, для жизнедеятельности которых важны
зимние температуры (тисс, падуб, омела) продвинулись на север на очень
незначительное расстояние.
Большие изменения в распределении растительности, вызванные
климатическим оптимумом, произошли на территории России. Многие зоны
продвинулись на север на 400 км, и темнохвойная тайга располагалась на
побережье Баренцева моря. На берегах Карского моря находилась
лесотундра. На месте современной тундры в Сибири произрастала темно- и
светлохвойная тайга. Средняя летняя температура в Восточной Сибири
должна быть на 4°С выше современной.
В Евразии во время климатического оптимума увлажнение изменялось
по-разному. В то время как на севере и северо-западе оно увеличивалось, на
юге оно уменьшалось, и это способствовало продвижению на север зоны
степей, полупустынь и пустынь. Вместе с тем в Центральной Азии было
значительно влажнее, чем в настоящее время. Об этом свидетельствуют
многочисленные археологические находки, в частности остатки древних
поселений на месте современных пустынь, наличие древней гидросети в
пустынях Каракумы и Гоби, а также распространение растительности
тугайного типа.
В западном полушарии во время климатического оптимума исчезли
ледниковые щиты. Льды сохранились только на островах Баффинова Земля и
Элсмир. Сильно сократился в размерах Гренландский ледниковый щит.
Лесная растительность продвинулась на север. Остатки ели и лиственницы
обнаружены на 110-120 км севернее современного их произрастания.
В эпохи климатического оптимума на северо-востоке США произрастали смешанные леса из ели, бука и дубов. В центральных районах
США наряду с увеличением температуры уменьшалась влажность и на месте
современных широколиственных лесов располагались прерии. Многие озера
в Большом Бассейне США высохли.
Потепление охватило и южные материки. Следы потепления
отмечаются и в Антарктиде. В настоящее время в некоторых районах
имеются участки со следами водной эрозии талой воды. Примерно на 2-3°С
возросли температуры в Южной Америке, Африке и Австралии. В
прибрежных водах Патагонии, Огненной Земли, в ряде районов Антарктиды,
на южной оконечности Африки обитали моллюски более теплолюбивые, чем
современные. В районах современных прерий в послеледниковое время
возникла лесная растительность, но с течением времени ее роль постепенно
убывала и в конце климатического оптимума появилось большое количество
степных ассоциаций.
Климатический оптимум отмечается и в тропических и экваториальных
поясах, там тоже повысились температуры и влажность. Об этом
свидетельствуют данные по ряду районов Экваториальной Африки и Южной
Америки. В центральной части Сахары обнаружены признаки обитания
гиппопотамов и крокодилов, а также большое количество остатков
пресноводных
моллюсков,
что
свидетельствует
о
значительной
увлажненности климата. Археологические находки свидетельствуют о том,
что древние люди существовали за счет охоты и рыбной ловли (находки
орудий охоты, крючки, гарпуны и др.). На многочисленных стоянках
древнего человека, найденных в Сахаре, обнаружено большое количество
костей слонов, гиппопотамов, носорогов, а в Гоби - кости быков, слонов и
носорогов.
Исследование уровней древних озер показало, что в Африке от
северного до южного тропика в течение климатического оптимума их
уровень был значительно выше. Оценка увлажнения, произведенная по
многим признакам, в том числе и по палинологическим данным, показывает,
что в Восточной Африке осадки превышали современные в 1,5 раза, а в
северо-восточной части Африки в 2-4 раза.
Увеличение осадков характерно и для современной засушливой зоны
Центральной Азии. В пограничных районах Индии и Пакистана общее
количество атмосферных осадков было в 4-5 раз выше по сравнению с
современным, а в Гоби - в 2-4 раза.
После климатического оптимума наступило некоторое похолодание. В
это время в Арктическом бассейне и Антарктиде увеличились ледяные щиты.
В этот же период происходило нарастание толщины ледников, отмечались
периодические, хотя и небольшие по амплитуде отступания и наступания
ледников. В результате похолодания и наступания ледников были
уничтожены деревья на Шпицбергене и в Исландии, а в Альпах образовались
долинные ледники. Возобновилось наступание ледников в южной части
Южной Америки. Наступание ледников достигало максимума в Кордильерах
4,6-4,2 тыс. лет назад, 2,7-2,2 тыс. лет назад и в течение последних трех веков.
Исследования уровней озер Африки и радиоуглеродные датировки
высоких и низких уровней озер показали, что на фоне неуклонного
похолодания происходил и более кратковременные изменения с
периодичностью около сотни лет. Особенно хорошо отражаются
кратковременные колебания климата на чередовании тонких светлых и
толстых слоев темного торфа. Первый тип формировался во время низкого
стояния уровня воды, т. е. в период сухого климата. При исследовании
ископаемых торфяников Европы было установлено, что в течение последних
4 тыс. лет влажные и прохладные условия неоднократно менялись, по
крайней мере 7 раз.
Изменение климата в историческую эпоху
Конец первого и начало второго тысячелетий нашей эры в истории
Европы известны как эпоха викингов. В это время выходцы из Скандинавии шведы, норвежцы и датчане – совершали дальние походы, открывая и
осваивая новые земли. Эта экспансия имела политические корни, но ей
способствовало наступившее значительное потепление, период которого
называют Средневековым потеплением (примерно IX - XIII века). Это был
период сравнительно теплой и ровной погоды, мягких зим и отсутствия
сильных засух (рис. 8.1).
Рис. 8.1. Изменение средней температуры поверхности Земли за последние 20000
лет
В это время викинги освоили Фарерские острова и Исландию, а позднее
и Гренландию. Фарерские острова, что в переводе с норвежского означает
«Овечьи» острова, служили своеобразным трамплином для захвата Исландии.
После заселения Исландии произошло открытие и колонизация Гренландии
(Зеленой Земли).
Исландские саги свидетельствуют о том, что норманны неоднократно
посещали острова Канадского Арктического архипелага. Хотя до последнего
времени их достоверность подвергалась сомнению, но, тем не менее,
сравнительно недавно на северной оконечности Ньюфаундленда были
обнаружены остатки древнего норвежского поселения. Планировка дома
удивительно точно соответствует планировке одного из домов, развалины
которого сохранились в Восточной Гренландии. Широкой экспансии
викингов в северные страны благоприятствовали климатические, условия,
плаваниям в то время не препятствовали морские льды, о существовании
которых в сагах не упоминается. В течение долгого времени поддерживалась
регулярная связь между Гренландией и Исландией. Плавание осуществлял
ось наиболее коротким путем, вдоль 55-й параллели. Однако уже в середине
XIV веке плаванию по этому пути стали препятствовать морские льды.
Жители современной Гренландии занимаются добычей рыбы и
морского зверя, а в то время поселяне занимались главным образом
скотоводством. Это в свою очередь свидетельствует не только об отсутствии
в то время льдов, но и о широком распространении луговой растительности.
В период потепления викинги плавали и на северо-восток. По одним
данным предполагается, что они достигали устья р. Поной на Кольском
полуострове, а по другим - Северной Двины. Норманны открыли
Шпицберген, где в то время, как свидетельствует спорово-пыльцевой анализ
осадков этого возраста, существовала тундра.
По самым различным оценкам, средняя годовая температура в Южной
Гренландии была на 2-4°С выше, чем в настоящее время. На столько же
теплее были воды Атлантики и южной части Северного Ледовитого океана.
Однако потепление в эпоху викингов в Европе из-за своей небольшой
продолжительности не привело к крупным перемещениям растительных зон.
В горных областях и Скандинавии высота распространения древесной
растительности увеличилась на 100-200 м. Зона выращивания винограда
продвинулась на 4-5º к северу, и виноград культивировался в северных
районах ФРГ, в Латвии и Южной Англии.
В X-XII вв. в Китае по данным летописей отмечается минимальное
количество суровых зим. Похолодание и обильные снегопады отмечаются в
XII-ХIV вв. В этот период было более влажно в Юго-Восточной Азии,
Средиземноморье, Центральной Америке и Восточной Африке.
В XIV веке началось похолодание, завершившееся после нескольких
относительных потеплений и очередных похолоданий в XIX веке. Оно
получило название Малого Ледникового периода, хотя такое название,
пожалуй, преувеличивает степень похолодания. На самом деле оно было
только одним из нескольких похолоданий, наступивших после
климатического оптимума, однако благодаря близости к современной эпохе
это похолодание хорошо изучено на основе летописей и инструментальными
методами. Неизвестно, почему начался Малый Ледниковый Период и почему
он закончился. Надо полагать, что это произошло по естественным причинам,
так как антропогенное воздействие на климатическую систему в тот период
было, по-видимому, крайне малым.
Рис. 8.2. Эта картина П. Брейгеля Старшего «Охотники на снегу» (1565 г.) позволяет
получить представление о зимах в Западной Европе в Малый Ледниковый
период.
Наиболее убедительными индикаторами изменения климатических
условий в историческое время являются изменения положения ледников и
уровня снеговой линии. Горные ледники закономерно нарастают в том
случае, когда увеличивается количество твердых осадков в результате
удлинения холодных сезонов или когда происходит уменьшение абляции
(таяния и испарения). Исследования современных ледников показали, что они
не сразу реагируют на изменение климата, а запаздывают на несколько лет и
длительность запаздывания зависит от размеров ледника, географического
положения и рельефа подледниковой поверхности (рис. 8.3).
После теплого раннего средневековья в Альпах уже в ХIII в. размеры
ледников стали увеличиваться. Наступание ледников отмечается не только в
Альпах, Скандинавии и Исландии, но и в Северной Америке. Особенно оно
усилилось во второй половине XVI века и на рубеже XVI и XVII вв. Об этом
свидетельствуют остатки морен и данные дендрохронологии.
Рис. 8.3. Горноледниковый бассейн Джанкуат на Центральном Кавказе. Положение
конца языка ледника в 1910 г совпадало с нижним краем снимка, в 1930 г. - с синей
линией, в 1974 г. – показано красной стрелкой. Средняя скорость его отступания равна 10
м/год. Верхний край серой боковой морены ледника (на снимке слева) указывает высоту
поверхности и ширину ледника в ХVIII-XIX веках
На протяжении нескольких веков ледники Альп изменяли свою
площадь. Максимальное наступание альпийских ледников, связанное с
похолоданием, происходило на рубеже XVI и XVII вв. На это указывают
остатки погребенных под мореной поселений и горных выработок. В начале
XVIII в. наблюдался рост ледников в Исландии, Норвегии и Северной
Швеции. По многим данным отмечаются наступания ледников в 1720 г.
(Альпы, Скандинавия, США, Аляска), 1740-1750 гг. (Исландия, Скандинавия,
Аляска), 1820 и 1850 п. (север Швеции, Исландия). Особенно сильным было
наступание ледников в Европе в 1750 г. Максимальные наступания ледников
происходил и в 1610, 1650, 1710, 1750, 1810-1820, 1850 гг., но в начале ХХ в.
наблюдается значительное уменьшение площади ледников.
О колебаниях климата свидетельствуют не только пульсационные
изменения площади горных ледников, но и состояние ледовой обстановки в
Северном Ледовитом океане, Северном и Балтийском морях. Имеются
многочисленные косвенные данные, свидетельствующие о различном
температурном режиме и степени похолодания в малом ледниковом периоде.
Например, в 1300-1350 гг. исландцы полностью отказались от возделывания
зерновых культур. Имеются упоминания в летописях о суровых зимах и
прохладных летах на Руси в 1454 г., в середине ХVI и в начале ХVIIвв.
Следующая волна холода надвинулась примерно в середине ХVI века.
Для этого времени имеются летописные сообщения о суровых и
продолжительных зимах в Европе, в частности, об образовании ледяного
покрова в Генуэзском заливе, вымерзании оливковых деревьев во Франции и
Италии, упадке виноградарства во Франции. Сильно увеличилась ледовитость
полярных морей. Гренландия и Исландия покрылись льдами, а на севере
Норвегии сельскохозяйственные работы полностью прекратились из-за
неблагоприятных климатических условий.
Похолодание происходило не только в Европе, но и на других
континентах. Древнекитайские летописи и письменные документы других
азиатских стран свидетельствуют о холодных периодах 1200-1600 гг.
Несомненно, что соответствующие изменения температуры и
увлажнения происходили и в тропических широтах. Косвенным
доказательством этого является изменение уровня рек в течение малого
ледникового периода.
Вслед за малым ледниковым периодом наступило потепление, которое
началось в конце XIX в. Особенно сильно оно проявилось в 20-30-е годы ХХ
в., когда появились признаки интенсивного потепления в Арктике. По
данным инструментальных наблюдений, в 30-е годы температура в
умеренных и высоких широтах повысилась по сравнению с началом века на
5°С, а на Шпицбергене - даже на 8-9°С.
В этот период наблюдается отступание ледников. В Альпах ледники
отступили на 1000-1500 м. Отступают ледники в Норвегии, Швеции,
Исландии, Гренландии и на Шпицбергене. Сокращается площадь горных
ледников (Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Гималаи). Сильно
сократилась площадь ледников в Африке, в южноамериканских Кордильерах.
В это же время происходит исчезновение многих ледяных островов в Арктике
и деградация многолетних мерзлых пород. Ледовая обстановка в Арктике с
1924 по 1945 г. улучшилась и площадь льдов сократилась примерно на 1 млн.
км2.
В 40-х годах ХХ в. процесс потепления сменился похолоданием,
которое усилилось в 60-е годы. Однако в середине 60-х годов средние
температуры северного полушария достигли уровня температур конца 10-х
годов. В течение 70-х годов появилась тенденция к существенному
повышению средних годовых температур. В северном полушарии понижение
температуры закончилось в середине 60-х годов и сменилось ростом
температуры, который ускорился в начале 70-х годов. Исследования
последних лет показали, что для периода 1964-1977 гг. увеличение средних
годовых глобальных температур составило 0,2-0,3°С за десятилетие. При
этом наибольшее повышение характерно для высоких широт. Севернее 72,5°
с. ш. скорости роста температур за 1964-1975 гг. были равны 0,9°С за 10 лет
для средних за год значений и 1,3°С за 10 лет для средних за холодное
полугодие. Следовательно, вековые изменения температуры сопровождались
и сильными изменениями среднего меридионального градиента.
Многие авторы на основе анализа данных о температуре воздуха на
различных широтах северного полушария однозначно признают, что
похолодание, происходившее до середины 60-х годов, сменилось
потеплением. Изменения температуры воды в Баренцевом море и на севере
Атлантического океана хорошо согласуются с колебаниями средней
температуры воздуха, но несколько отстают от них. Это отставание может
быть объяснено высокой теплоемкостью океанических вод.
Вместе с тем необходимо отметить, что по колебаниям температуры в
Южной Атлантике, на севере Тихого океана и в других местах не
обнаруживается тенденция к повышению температуры в 70-е годы. Это, повидимому, связано с глобальной системой морских течений.
Наблюдения за состоянием ледовой обстановки в полярных районах, на
границах морских льдов и горных ледников дают возможность сделать
выводы не только о тенденции изменения температуры, но и о ее влиянии на
природные условия. Вместе с тем, границы морских льдов не только сильно
зависят от температуры воздуха, но, в свою очередь, они оказывают влияние
на термический режим атмосферы. В высоких широтах над поверхностью
океана, свободного от льда, температура воздуха опускается всего на
несколько градусов ниже 0°С, так как океан отдает много тепла. Когда же
поверхность океана покрыта льдами, температура воздуха опускается на
десятки градусов ниже нуля.
Ледовитость морей в атлантическом секторе Арктики начала
уменьшаться в 20-е годы ХХ века. Этот процесс в Баренцевом море
продолжался до середины 50-х годов. В начале 60-х годов площадь льдов
вновь увеличилась, но после 1970 г. стала сильно уменьшаться (рис. 8.4).
Рис. 8.4. За четверть века, с 1979 (рисунок слева) по 2003 (рисунок справа) год,
область, покрытая арктическим льдом, заметно уменьшилась. Многие связывают это
явление с начавшимся глобальным потеплением
Наряду с изменением термического режима атмосферы колеблется
количество атмосферных осадков. В эпоху наибольшего потепления,
происшедшего в 30-е годы, количество засух в зонах недостаточного
увлажнения в Евразии и Северной Америке значительно увеличилось. В
частности, на это указывает и падение уровня Каспия и уменьшение
полноводности рек.
Таким образом, в течение ХХ в. существовало два периода потепления
и похолодания. В настоящее время происходит потепление, начавшееся в
конце 60-х годов, и имеется тенденция к дальнейшему повышению
температуры. Но по прогнозам некоторых климатологов в середине XXI-го
века на планете вновь может наступить малый ледниковый период.
ЛИТЕРАТУРА
Основная литература
1. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии, археологии и
истории. – М.: Техносфера, 2006. – 576 с.
2. Боуэн Р. Палеотемпературный анализ. – Л.: Недра, 1969. – 207 с.
3. Дергачев В. А., Векслер В. С. Применение радиоуглеродного метода для
изучения природной среды прошлого. – Л., Недра, 1991. – 186 с.
4. Синицын В.М. Введение в палеоклиматологию. – М.: Недра, 1967. – 232 с.
5. Сладков А.Н. Введение в спорово-пыльцевой анализ. ‒ М.: Наука, 1967. ‒
270 с.
6. Тейс Р.В., Найдин Д.П. Палеотермометрия и изотопный состав кислорода
органогенных карбонатов. – М.: Наука, 1973. – 255 с.
7. Харленд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г., Пиктон К.А.Г., Смит А.Г.,
Уолтерс Р. Шкала геологического времени. – М.: Мир, 1985. – 132 с.
8. Ясаманов Н.А. Древние климаты Земли. – Л.: Гидрометеоиздат, 1985. – 295
с.
9. Астафьева Н.М. Вейвлет-анализ: Основы теории и примеры применения //
Успехи физических наук, 1996. Т.166. № 11. С. 1145-1170.
10. Берлин Т.С., Хабаков А.В. Результаты сравнения Ca/Mg отношений и
температур по изотопам О18/О16 в рострах юрских и раннемеловых
белемнитов // Геохимия, 1970, №8. С. 471-478.
11. Бокс Дж., Дженкинс Г. Анализ временных рядов. Прогноз и управление. –
М.: Мир. Вып. 1, 1974. – 406 с., Вып. 2, 1974. – 197 с.
12. Боровиков В.П., Боровиков И.П. STATISTICA. Статистический анализ и
обработка данных в среде Windows. – М.: Филинъ, 1997. – 592 с.
13. Дьяконов В., Абраменкова И. MATLAB. Обработка сигналов и
изображений. Специальный справочник. – СПб.: Питер, 2002. ‒ 608 с.
14. Короновский А.А., Храмов А.Е. Непрерывный вейвлетный анализ и его
приложения. – М.: Физматлит, 2003. – 176 с.
15. Лисицын А.П. Осадкообразование в океанах. – М.: Наука, 1974. – 285 с.
16. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. – М.: Наука, 1978. –
392 с.
17. Медведев Г.А., Морозов В.А. Практикум на ЭВМ по анализу временных
рядов. – М.: Статистика, 2001. – 192 с.
18. Монин А.С., Сонечкин Д.М. Колебания климата по данным наблюдений.
– М.: Наука, 2005. – 191 с.
19. Шиятов С.Г., Ваганов Е.А., Кирдянов А.В., Круглов В.Б., Мазепа В.С.,
Наурзбаев М.М., Хантемиров Р.М. Методы дендрохронологии. Часть I.
Основы дендрохронологии. Сбор и получение древесно-кольцевой
информации. Учебно-методическое пособие. – Красноярск: ИЛ СО РАН, УО
ИЭРЖ, КГУ, УГЛА, 2000. – 80 с.
Дополнительная литература
20. Бендат Дж., Пирсол А. Измерение и анализ случайных процессов. – М.:
Мир, 1971. – 408 с.
21. Серебренников М.Г., Первозванский А.А. Выявление скрытых
периодичностей. – М.: Наука, 1965. – 244 с.
22. Сонечкин и др. Оценка тренда глобального потепления с помощью
вейвлетного анализа // Изв. АН, физика атмосферы и океана, 1997. Т.33. №2.
С. 184-194.
23. Braganza K. et al. Simple indices of global variability and change // Climate
Dynamics, 2003. V.20. P. 491-502.
24. Briffa K. R., Osborn T. J., Schweingruber F. H., Harris I. C., Jones P. D.,
Shiyatov S. G., Vaganov E. A. Tree-ring width and density data around the
Northern Hemisphere: Part 1., local and regional climate signals// Holocene
(ADVANCE-10K Special Issue). 2002. V. 12(6). P. 737—757.
25. Caillon N. et al. Timing of atmospheric CO 2 and Antarctic temperature changes
across Termination III // Science. 2003. V. 299. P. 1728-1731.
26. EPICA community members. Eight glacial cycles from an Antarctic ice core //
Nature. 2004. V. 429. P. 623-628.
27. Fischer H., Wahlen M. et al. Ice core records of atmospheric CO2 around the
last three glacial terminations // Science. 1999. V. 283. P. 1712-1714.
28. Jones P.D., Moberg A/ Hemispheric and large-scale surface air temperature
variations: An extensive revision and an update to 2001 // J. Climate, 2003. V.16.
P. 206-223.
29. Jouzel J., Masson-Delmotte V. et al. Orbital and millennial Antarctic climate
variability over the past 800,000 years // Science. 2007. V. 317. P. 793-796.
30. Lambert F. et al, Dust-climate couplings over the past 800,000 years from the
EPICA Dome C ice core // Nature. 2008. V. 452. P. 616–619.
31. Naurzbaev M. M., Vaganov E. A., Sidorova O. V., Schweingruber F. H.
Summer temperatures in eastern Taimyr inferred from a 2427-year late-Holocene
tree-ring chronology and earlier floating series// Holocene. 2002. V. 12 (6).
p. 727—736.
32. Petit et al. Climate and atmospheric history of the past 420.000 years from the
Vostok ice core, Antarctica // Nature. 1999. V. 399, P. 429-436.
33. Trenberth K., Hoar T.J. El Nino and climate change // Geophys. Res. Lett.,
1997. V.24. P. 3057-3060.
34. Wunsh C. On sharp spectral lines in the climate record and the millennial peak
// Paleoceanology, 2000, V.15, N4. P. 417-424.
35. Zachos J. et al. Trends, rhythms and aberrations in global climate 65 Ma to
present // Science, 2001. V.292. P. 686-693.