ПЕРИОДИЧНОСТЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ И ЭВОЛЮЦИИ ОРГАНИЗМОВ

ТЕКТОГЕНЕЗ, ТРАНСГРЕССИИ, КЛИМАТ

сти дрифта выполаживание зоны Беньофа ведет к ее скачкообразному смещению (Le Pichon et al., 1973). Аналогично атмосферные условия изменяются нелинейно (Bryson et al., 1970). Эволюция магнитного поля, тесно связанная с тектогенезом, представляет собой последовательность квазистатических интервалов с короткими переходами между ними.

При неизменном радиусе Земли расширение в одном месте должно компенсироваться поглощением литосферы в другом. Иначе говоря, хронологически совпадающие события имеют разный знак. Из этого, однако, не следует, что расширение Атлантики неизбежно сопровождается сжатием Уральского и (или) Тихого океанов и что аналогичные движения здесь смещены на период (Пейве, 1973; Руженцев, 1976). Расширение меридиональных поясов большей частью компенсировалось сжатием Альпийско-Гималайского пояса и сокращением литосферы между Камчаткой и Новой Зеландией (Le Pichon et al., 1973; Красилов, 1976а).

Трудности возникают при датировке начала расширения, так как ранние стадии рифтогенеза (континентальный рифт) сильно растянуты во времени. Коллизия континентов происходит гетерохронно: например, смыкание берегов Протоатлантики между Гренландией и Балтийским щитом произошло в позднем силуре, а между Англией и северными Аппалачами — в середине девона (McKerrow, Cocks, 1976). Некоторые другие процессы (см. ниже) также развиваются гетерохронно. Противоречия в датировках связаны также с различной интерпретацией событий, особенно в зонах поглощения. Так, офиолитовые комплексы, состоящие в типичном случае из трех зон — серпентинизированных гарцбургитов, габбро, базальтов и спилитов, в сопровождении кремнистых и карбонатных пелагических отложений, формируются как в рифтах срединноокеанических хребтов, так и в краевых морях (Miyashiro, 1975). Их возраст соответствует образованию новой океанической коры, тогда как меланжирование и водружение их обломков на континент свидетельствует о деструкции коры. Сжатие краевых бассейнов может сопровождать расширение океана. Можно предположить, например, что ордовикские офиолиты Аппалачей сигнализируют коллизию континента и островной дуги, не связанную с сокращением Протоатлантики (океана Япетус).
{111}

Хотя датировки тектонических событий не всегда точны, при их нанесении на шкалу геологического времени обнаруживаются хорошо выраженные сгущения. В фанерозое первое сгущение (около 700 млн. лет назад) приходится на начало венда. В ордовике (около 445 млн. лет назад) началось формирование офиолитовых комплексов прото-Атлантики, Уральской геосинклинали, прото-Пацифики (Корякское нагорье, Ханкайский массив, Кордильеры), Кавказа, Центрального Казахстана и Тянь-Шаня (Наilwood, Tarling, 1973; Смирнов и др., 1974; Александров и др., 1975; Churkin, Mckee, 1974; Хаин, 1975; Голубовский, 1975; Макарычев, 1975; см. также библиографию к статье Красилова, 1976а). Эти геосинклинали испытали сжатие на рубеже среднего и верхнего девона, около 370–365 млн. лет назад. В это время возник офиолитовый пояс, протянувшийся от Кавказа до Памира (Хаин, 1975). Того же возраста офиолитовые пояса описаны в северном Иране и Анатолии (Fliigel, 1972). На Урале первая фаза складчатости — зилаирский орогенез — началась в конце среднего девона (Иванов и др., 1973; Бородаевская, Кривцов, 1974; Смирнов и др., 1974).

Складчатые сооружения, обрамляющие северную Атлантику, — европейские каледониды, африканские мавританиды и акадские складчатые пояса Северных Аппалачей, возникли, в результате замыкания прото-Атлантического океана, которое прогрессировало с севера на юг и в основном завершилось к концу среднего девона (Smith, 1971; Mitchell, McKerrow, 1975). В Тихоокеанском поясе со среднедевонскими движениями связана консолидация Ханкайского массива в Приморье, верхняя граница офиолитового комплекса Корякского нагорья (Александров и др., 1975), орогенез Кламат в Кордильерах (Boucot et al., 1974).

Следующая фаза тектонической активизации приходится на раннекаменноугольную эпоху. Особенно широко распространены пренамюрские движения. На Кавказе с ними связано формирование системы надвигов Главного хребта, на Урале — второй этап расширения и развитие вулканизма, на востоке Азии, в Монголо-Охотском поясе — отмирание геосинклинального режима и заложение основных складчатых структур (Нагибина, 1963). Пренамюрский тектогенез проявился также в Европе и охватил Аппалачи.

Развитие позднепалеозойских геосинклиналей Герцинского пояса, Урала, восточной Азии и Кордильер в целом копирует ордовик—среднедевонский этап. Снова формируются системы островных дуг и краевых морей. В Тихоокеанском поясе они имели огромную протяженность. Пермские островные дуги Приморья, Индонезии (Katili, 1973) и Новой Зеландии (Waterhouse, 1975) формировались практически одновременно. Тектогенез в конце пермского периода (или в самом начале триаса) привел к замыканию прото-Тетис и Уральского океана. Основные континентальные блоки слились в Пангею. В азиатской и американ-
{112}

ской частях Тихоокеанского пояса на месте палеозойских геосинклиналей возникли складчатые сооружения. Распад Пангеи начался около 180 млн. лет назад. С этой датой связано раскрытие центральной части Атлантического океана между Северной Америкой и Африкой (Dewey et al., 1973), восточный дрифт Африки по отношению к Европе, формирование офиолитовых поясов в Динаридах и Карпатах, заложение Мозамбикского рифта, разделившего Гондвану на восточную и западную части. Расколу плит предшествовало образование грабенов, выполненных красноцветными и угленосными верхнетриасовыми отложениями, расположенных сейчас по обе стороны Атлантики (серия Ньюарк на побережье Мексиканского залива и ее стратиграфический эквивалент в Европе) (Bosellini, Hsu, 1973) и Пацифики (монгу-гайские отложения Приморья, свита Чинл на западе США).

Активизация движений в конце юры—начале мела (130–113 млн. лет назад, судя по имеющимся датировкам, но на самом деле, возможно, в более узком временном интервале) охватила все лабильные зоны и выразилась в раскрытии северной Атлантики между Лабрадором и Гренландией (Hallam, 1971; Johnson G. et al., 1972) и южной части океана между Южной Африкой и Фолклендским плато (Larson, Ladd, 1973), расширении Бискайского залива. Одновременно образуется Аденский рифт. В Альпах расширение в неокоме сменяется сжатием, которому сопутствует резкая смена фаций (Hawkesworth et al., 1975). Офиолитовый вулканизм Севано-Акеринской зоны Малого Кавказа относят к поздней юре (оксфорд—титон: Кузьмичева, Соколов, 1975). С этой же датой связывали формирование францисканского офиолитового комплекса Калифорнии, но недавние палинологические исследования скорее свидетельствуют о его ранне-меловом возрасте (Traverse, 1972). По-видимому, тектоническая активизация вдоль тихоокеанского побережья Северной Америки совпала с расширением западной Пацифики (древнейшие осадки хребта Шатского и отделение Японских островов от континента датируют готеривом или ранним барремом: Krassilov, 1975b). В Новой Зеландии этим событиям соответствует орогенез Ранигата (Waterhouse, 1975).

В начале мела начинается расширение Индийского океана между разделившимися Африканской, Индийской и Австралийской плитами (Veevers et al., 1971; Kent, 1972; Graham et al., 1975). В целом в этот период были намечены основные глобальные структуры, определяющие современный облик планеты. Их развитие относится к более позднему этапу тектогенеза, начавшемуся в туронском веке (около 90 млн. лет назад) и прогрессировавшему в течение сенона.

Назовем следующие события, приуроченные к туронской—раннесенонской активизации (90–80 млн. лет назад): расширение северной Атлантики, отделение Южной Америки от Африки в районе Габона (90 млн. лет назад) (Reyment, Teit, 1972), ос-
{113}

новная фаза сжатия в северных Альпах (90 млн. лет назад) (Hawkesworth et al., 1975), замыкание геосинклинальных прогибов малого Кавказа (средний турон) (Сатиан, 1975), перерыв в меловом осадконакоплении на юге Индии (выше альб-нижнетуронской серии Утатур) (Sarkar, 1974), формирование колоссальной протяженности вулканического пояса Восточной Азии и синхронные вспышки вулканизма на западе Северной Америки и вдоль восточного побережья Австралии, отделение поднятия Лорд Хау и Новой Зеландии от Австралии (образование рифтов 94 млн. лет назад, расширение около 80 млн. лет назад) (Cunn, 1975).

В конце сенона темпы дрифта возрастают. В это время Тихоокеанский пояс охвачен ларамийским орогенезом, в южном секторе Пацифики формируется Тасманово море, границы Индийского и Атлантического океанов приближаются к современным. В Альпах и Загросе ларамийский тектогенез (около 65 млн. лет назад) выразился в формировании шарьяжей, возобновившемся в позднем эоцене. В конце мела происходит расширение Аденского и Красноморского рифтов. Около 55 млн. лет назад Индийская плита пришла в соприкосновение с остальной частью Азии (Graham et al., 1975). Индийский флишевый бассейн сомкнулся в течение эоцена (Stoneley, 1975). Почти одновременно (53 млн. лет назад) Африка соединяется с Евразией (скорость восточного дрифта этих континентов в дальнейшем совпадает). Несколько позднее (50 млн. лет назад) (McKenna, 1972) расширение между Гренландией и Шпицбергеном завершает отделение Евразии от Северной Америки. К дате 55 млн. лет назад приурочено отделение Австралии от Антарктиды.

Позднеолигоценовая—раннемиоценовая (около 26 млн. лет назад) фаза сжатия проявилась повсеместно в широтных складчатых поясах от Средиземноморья до Гималаев. Ей соответствует по времени фаза расширения афро-арабских рифтов (Казьмин, 1974). В это время изменилось направление дрифта Тихоокеанской плиты, вызвавшее тектонические перестройки на ее границах с Азиатской, Индийской, Северо-Американской и Карибской плитами (при движении плиты над фиксированным «горячим пятном» возникает цепочка вулканических островов или подводных гор; в Тихом океане изгиб Гавайско-Императорской цепи свидетельствует об изменении направления дрифта; возраст вулканитов западной оконечности Гавайской цепи 26–27 млн. лет).

На стыке с Азиатской и Индийской плитами формируется современная система островных дуг и глубоководных желобов, происходит расширение Филиппинского бассейна. Оживление поперечных разломов вызвало изгиб Японской дуги (сдвиг по срединной тектонической зоне) и орогенез Кайкоура в Новой Зеландии (Uyeda, Miyashiro, 1974; Brothers, 1974). На северной границе с Американской плитой возникает Курильская дуга. Со
{114}

сложным взаимодействием плит в районе Калифорнийского побережья связано поднятие и вулканизм береговых хребтов (Каскадный орогенез) (Dott, 1969), расширение Калифорнийского залива, надвигание невадийской толщи на офиолитовый францисканский комплекс с образованием меланжа, сдвиговые движения по разлому Сан-Андреас (Ernst, 1969; Atwater, 1970; Barbat, 1971; Maxwell, 1974). На стыке Восточно-Тихоокеанской и Карибской плит в олигоцене и миоцене возникают вулканические островные дуги, соединившие Северную и Южную Америку. К этому же времени относится отделение Южной Америки от Антарктиды.

Таким образом, периоды активизации в ордовике, конце среднего девона, раннем карбоне, на рубеже перми и триаса, в начале юры, на рубеже юры и мела, в туроне, позднем Маастрихте — датском ярусе и в начале миоцена следовали друг за другом с интервалом около 30–50 млн. лет. По данным В. Г. Казьмина (1974), вспышки рифтогенеза повторялись через каждые 40 млн. лет. А. А. Пронин (1973) устанавливает приблизительно такую же периодичность фаз альпийского цикла (раннекиммерийская: рэт—лейас, 193–170 млн. лет назад; позднекиммерийская: титон—готерив, 139–118 млн. лет назад; австрийская: альб—турон, 106–88 млн. лет назад; ларамийская: маастрихт—эоцен, 70–49 млн. лет назад).

Общая закономерность развития подвижных поясов заключается в однонаправленном смещении тектонических зон и вулканизма. Миграция тектогенеза и вулканизма к востоку описана на Урале (в ордовике—девоне), Сихотэ-Алине (поздний палеозой, поздний мел), в Кордильерах (поздний мел), на востоке Австралии (поздний мел) и других меридиональных поясах (Красилов, 1972в, 1976а). То же направление миграции сохранилось в кайнозое на западе США и в Байкальской рифтовой зоне (Николаев, Солоненко, 1975). В широтных поясах наблюдается смещение тектонических зон с севера на юг (Хаин, 1975). Такого рода смещение обычно служит доводом против глобальных фаз тектогенеза (даже в пределах одного пояса движения не синхронны, что же говорить о разных поясах?). В действительности параллелизм миграции тектогенеза и вулканизма в разных поясах — лучшее свидетельство их сопряженного развития.

клиналях. По Штилле и Умбгрову, «закон» Ога — это скорее исключение, а не правило (Umbgrove, 1939). На построенной этими авторами кривой эвстатических колебаний пики трансгрессий приходятся на рубежи всех периодов. Наиболее значительные регрессии показаны на границе силура и девона, перми и триаса, мела и палеогена. Они совпадают, соответственно, с арденской, лфальской и ларамийской фазами складчатости. Данные А. Л. Яншина (1973), а также Н. Флемминга и Д. Робертса (Fleming, Roberts, 1973) подтверждают эту закономерность (рис.23). По подсчетам Холлэма (Hallam, 1963), каждая трансгрессия начиная с маахстрихтской захватывала меньшую площадь, чем предыдущая (кроме, может быть, максимальной среднеэоценовой). Максимальные регрессии на рубежах мела и палеогена, миоцена и плиоцена и в плиоцене—плейстоцене чередуются с менее отчетливыми пиками в позднем эоцене—раннем олигоцене, позднем олигоцене, на рубеже среднего и позднего миоцена. Гляциоэвстатические циклы имеют амплитуду около 100 м, тогда как амплитуда колебаний с периодом около 20 млн. лет достигает 250 (Hallam, 1963) или даже 1000 м (Fleming, Roberts, 1973).

Умбгров (Umbgrove, 1939) задавался вопросом, не связаны ли мировые трансгрессии в перми—начале триаса и конце мела—начале палеогена с образованием новых океанов? Однозначного ответа на этот вопрос нет и сейчас. В одной из моделей поднятие срединноокеанических хребтов во время дрифта уменьшает объем океанических впадин, вызывая трансгрессию. Однако топография быстро и медленно расширяющихся бассейнов не подтверждает прямой связи скорости дрифта с высотой хребтов. Новая океаническая кора постепенно опускается, причем сохраняются постоянные отношения между глубиной, расстоянием от рифта и возрастом коры. При ускорении дрифта изостатическое уравновешивание новой коры, вероятно, приведет к общей регрессии. Можно предположить также, что первоначально приподнятые края континентов по обе стороны раздвига испытывают опускание, выпадая из общей тенденции.

Представление о прямой зависимости между ускорением дрифта, трансгрессиями и скоростью седиментации сложились в результате изучения окраин раздвинувшихся континентов, где охлаждение и уменьшение мощности континентальной коры ведет к опусканию и образованию серии седиментационных бассейнов, ограниченных трансформными разломами. Эти процессы хорошо выражены на юго-востоке Австралии (Gunn, 1975), в Средиземноморье и на севере Европы, где блоковая тектоника и образование лейасовых эпиконтинентальных морей сопутствовали первым- стадиям расширения Центрально-Атлантического и Средиземноморского рифтов около 180 млн. лет назад (Sellwood, Jenkyns,1975).

Значительная скорость погружения в начале дрифта маскирует эвстатические колебания. Они, по-видимому, более отчетли-
{116}



Рис. 23. Кривые трансгрессий на платформах

1 — Русская, 2 — Сибирская, 3 — Северо-Американская, 4 — Австралийская, 5 — Южно-Африканская (по Яншину, 1973)
{117}



Puc. 24. Связь между погружением края континента (в двух пунктах), магнитными аномалиями и скоростью дрифта (по Vogt et al., 1971)



Рис. 25. Связь между эпизодами тектонической активизации (утолщения вертикальной линии, слева) и трансгрессивно-регрессивными циклами

Т — трансгрессии, Р — регрессии (по Flemming, Roberts, 1973, с изменениями)
во выражены на окраинах континентов, возраст которых более-50 млн. лет. Сопоставление скорости дрифта с высотой срединных хребтов показало, что замедление расширения сопровождается поднятием хребтов (Sclater et al., 1971). Однако данные подводного бурения не вполне подтверждают эту закономерность. На рубеже юры и мела Срединно-Атлантический хребет достиг высоты 0,5 км (Vogt et al., 1971). Поднятие хребта предшествовало ускорению дрифта в конце олигоцена, около 26 млн. лет назад и в позднем миоцене, около 10 млн. лет назад. По-видимому, можно говорить о волновом поднятии — опускании хребта во время резкого изменения параметров дрифта.

В северной Атлантике быстрое погружение бассейнов (рис. 24) следовало за изменением скорости дрифта около 60, 42 и 20 млн. лет назад. Н. Флемминг и Д. Робертс (Flemming, Roberts, 1973) также пришли к выводу, что трансгрессивно-регрессивные циклы связаны с переходом к новому режиму дрифта. Эти авторы отмечают совпадение олигоценовой регрессии на Атлантическом побережье США с задержкой дрифта. Однако в глобальных масштабах построенная ими кривая (рис. 25) не подтверждает постулированной Рона (Rona, 1973) корреляции между регрессиями и замедлением дрифта. Зато отчетливо выражена прямая зависимость между глобальной активизацией подвижных поясов (в Маастрихте—дании, на рубеже олигоцена и миоцена) и регрессиями. Данные по отдельным районам, не вошедшие в синтез Флемминга и Робертса, хорошо согласуются с этим выводом. На востоке Азии (Приморье и Сахалин) регрессии в

1) готериве, 2) позднем альбе—сеномане, 3) конце маастрихта—палеоцене и 4) конце олигоцена—начале миоцена соответствуют тектонической активизации и вспышкам вулканизма. На Сахалине в неогене описано три трансгрессивно-регрессивных цикла, причем регрессии сопровождаются усилением вулканизма. В Южной Африке ускорению дрифта в интервале 110–85 млн. лет соответствует регрессия. Вторая меловая регрессия приходится на поздний маастрихт—палеоцен. Три неогеновых трансгрессивных цикла, возможно, совпадают с сахалинскими, но они недостаточно точно датированы (Dingle, Scruttom, 1974). На Канарских островах неогеновые регрессии 9,6, 5, 3,8 и 3—1,3 млн. лет совпадают с фазами вулканизма 14—9,6, 4,4—3,7 и 2,7 млн. лет (Lietz, Schmincke, 1975; эти авторы связывают регрессии с развитием оледенения в Антарктике).

Дж. Джонсон полагал, что эпохам орогенеза — тектофазам — соответствуют максимальные трансгрессии эпикратонных морей — депофазы. Это явление он назвал Антлер-эффектом. Тектофазы совпадают с дрифтом и разделены относительно короткими интервалами тектонического спокойствия и регрессий, когда происходит переориентировка движения плит (Johnson J., 1971). Действительно, изменения параметров дрифта сопровождаются регрессиями, но в геосинклиналях им соответствуют тектофазы, а не спокойные «интерлюдии». В построениях Джонсона не учтена возможность гляциального контроля палеозойских трансгрессий (Hollingworth, 1962; Ross, 1972). Разумеется, локальные условия в ряде случаев маскируют эту общую закономерность.
КЛИМАТ
Периодичность изменений климата не вызывает сомнений. Источниками сведений о климатических циклах служит индивидуальный жизненный опыт, исторические и археологические документы, изменение темпов роста деревьев (ширины годичных колец или полос), двустворок и кораллов, периодические изменения частоты определенных морфотипов (право- и левозавитых раковин, листьев с цельным и зубчатым краем, с перистым и пальчатым жилкованием и др.), климатогенные смены сообществ организмов (которые реконструируются по совокупности палео-экологических критериев) (раздел IV, глава 4), соотношение изотопов кислорода или углерода, а также соотношение кальция и магния или стронция и кальция в карбонатных осадках и раковинах морских моллюсков, гляциальные циклы, гляцио-эвстатические колебания уровня Мирового океана, связанные с ними циклы развития береговых террас и коралловых рифов, сезонная ритмичность ленточных глин и эвапоритовых варв, периодичность накопления тиллитов и морских криогенных отложений, карбонатов, кремнистых осадков, эвапоритов, красноцветов и углей. Этот, вероятно, неполный перечень свидетельствует о глубо-
{119}

ком воздействии климатических циклов на органический мир и седиментационные процессы. Массы льда, нарушающие изостатическое равновесие и циркуляцию атмосферы, влияющие на скорость вращения планеты, могут служить источниками тектонических напряжений.

Многообразие факторов, контролирующих климатические условия по принципу взаимодействия с обратной связью, затрудняет построение всеобъемлющей теории климатических циклов. Предложено множество частных моделей, учитывающих действие тех или иных астрономических и геологических факторов. Астрономические факторы — это инсоляция, т. е. поток солнечной радиации и его распределение по земной поверхности, зависящие от наклона эклиптики (определяет разницу годовых сумм инсоляции экватора и полюсов — климатическую зональность, а также сезонность климата), эксцентриситета орбиты и прецессии (изменения угла между перигелием и средним положением точки весеннего равноденствия), влияющих на положение теплового экватора относительно географического и, следовательно, на симметрию климатических зон северного и южного полушарий (Бернар,1968).

Изменения инсоляции, связанные, например, с 11-летними циклами солнечных пятен, заметно отражаются на атмосферных условиях. Квазипериодические колебания наклона эклиптики, эксцентриситета орбиты и положения перигелия по отношению к точке весеннего равноденствия (прецессия) объясняются воздействием на параметры вращения Земли других планет. Период колебаний наклона эклиптики — около 41 тыс. лет. изменений эксцентриситета — около 100 тыс. лет и прецессии — около 21 тыс. лет. Причину наиболее крупных климатических циклов исследователи видят в изменении положения солнечной системы (разнице гравитационной постоянной в перигалактии и апогалак-тии) при обращении по эксцентрической орбите с периодом около 280–300 млн. лет (Лунгерсгаузен, 1963; Steiner, Grillmar, 1973) или пертурбациях солнечного ядра (Dilke, Gouch, 1972). В ряде работ изменение скорости вращения Земли, влияющее на атмосферную циркуляцию, рассматривается как решающий фактор климатической эволюции (Аппель, 1934; Личков, 1956, и др.).