Изменения глобального рельефа как фактор развития географической оболочки (на примере проблемы массовых вымираний) (РФФИ)НИР

Changes in the global relief as a factor of develoment of the geographical cover (on the problem of mass extinctions example)

Источник финансирования НИР

грант РФФИ

Этапы НИР

# Сроки Название
1 1 января 2016 г.-31 декабря 2016 г. Изменения глобального рельефа как фактор развития географической оболочки (на примере проблемы массовых вымираний)
Результаты этапа: Выполнен обзор основных публикаций по проблеме массовых вымираний биоты. Руководитель проекта принял участие в экспедиции «Гагаринский плавучий университет-2016». Организована Саратовским государственным техническим университетом (факультет экологии и сервиса, в составе которого есть кафедра землеустройства). Маршрут экспедиции: правый берег Волги от Саратова до Ульяновска; я участвовал в ней на отрезке Саратов – Самара. Мое участие в экспедиции было поддержано РФФИ (проект № 16-05-00819а "Изменения глобального рельефа как фактор развития природной среды (на примере проблемы массовых вымираний)». Наиболее масштабные вымирания происходили на границах палеозоя и мезозоя (пермь - триас) и мезозоя и кайнозоя (мел - палеоген). В обоих случаях обнаружены и описаны в научной литературе следы падения на Землю крупных небесных тел (метеоритов, комет, астероидов). В то же время вымирания, по палеонтологическим данным, назревали в течение миллионов лет и были связаны с крупными изменениями природной среды. Экспедиция "ГПУ-2016" дала мне возможность посмотреть в разрезах волжского правобережья, как геологически представлены упомянутые контакты. Граница маастрихта (мел) и дания (палеоген) хорошо представлена южнее Вольска, где выходит белогродненская свита. С ней связаны регрессия (не только на востоке Русской платформы, но и глобальная), а также размыв и отсутствие трех нижних биостратиграфических зон датского яруса палеоцена. На южной окраине Самарской луки выходят наклонно залегающие отложения верхнего палеозоя (каменноугольная и пермская системы). Они срезаются денудационной поверхностью с хорошо развитой корой выветривания, по меньшей мере, триасового возраста. В обоих случаях налицо глубокие изменения природной среды. Наша рабочая гипотеза состоит в том, что эти события массовых вымираний связаны с уменьшением расчлененности рельефа на верхней и нижней границах мезозоя (что подтвердили изученные разрезы), а импактные события лишь ставили точку в этих процессах.
2 1 января 2017 г.-31 декабря 2017 г. Изменения глобального рельефа как фактор развития географической оболочки (на примере проблемы массовых вымираний)
Результаты этапа: К концу прошлого столетия изученность биоты достигла той степени, когда стало возможным составлять карты суши земного шара, наглядно показывающие степень биоразнообразия. Наиболее объективно она оценивается по числу видов, приходящихся на единицу площади. Опубликованы карты разнообразия животных и растений ([1]; в этой работе приведена карта разнообразия видов сосудистых растений по Barthlott et al., 1998). Они позволили установить закономерности, которым подчиняется это явление. На равнинах важнейшей закономерностью является широтно-зональная: число видов и животных, и растений закономерно убывает от низких широт к высоким. На карте, иллюстрирующей разнообразие наземных животных [1], видно, что на равнинах тропического пояса – в бассейнах Амазонки, Ориноко, Конго, Замбези, на побережье Гвинейского залива, на плоскогорье Декан максимальное число видов превышает 3 000 на 100 км² суши. Следующая градация включает 2500 – 3 000 видов на 100 км² и охватывает бассейны Параны, Миссисипи, Рио-Гранде, а также Нигера и других районов африканской саванны. В тропических пустынях Сахары и Аравии наблюдается минимум – 100 – 600 видов на 100 км². Дальше на равнинах северного полушария разнообразие наземных животных увеличивается до 2 000 и даже 3 000 видов в пределах умеренного пояса, после чего снижается до 100 – 600 видов на км² в тундре и менее 100 видов – в полярных пустынях. Эту же закономерность иллюстрирует карта фиторазнообразия [1]. Максимальное число видов сосудистых растений – от 3 000 до 4 000 на 10 000 км² на равнинах отмечено на побережье Гвинейского залива; в бассейнах Конго, Амазонки, Ориноко, Параны, на побережье Мексиканского залива и Великой Китайской равнине. В Сахаре, Аравии, пустыне Тар фиторазнообразие уменьшается до 100 – 200 видов на 10 000 км², затем увеличивается до 500 – 1000 видов на равнинах умеренного пояса и снова уменьшается до минимальных значений в тундрах и полярных пустынях. Следует отметить, что карта фиторазнообразия более детальна, чем карта разнообразия наземных животных того же масштаба: если первая карта содержит десять выделов, то вторая лишь семь. Отчасти поэтому на первой карте нагляднее видно проявление других пространственных закономерностей размещения биоты суши – высотно-поясного и секторного континентально-океанического. На обеих картах по высоким показателям биоразнообразия выделяются горные области: наветреный тропический макросклон Анд, горы Бразилии, Кордильеры Центральной и Северной Америки, Скалистые горы, Аппалачи, горы Африки (Капские, Драконовы, Атласские), Центральные и Восточные Гималаи, горы Борнео и Новой Гвинеи, Загрос, Эльбурс, Памир, Тяньшань. Выделяются также нагорья Юньнаньское, Гвианское и другие. Всемирный фонд дикой природы и Международный союз охраны природы определили шесть основных центров биоразнообразия, в основном расположенных в горных районах [1]. В юго-восточной Азии, на островах Малайского архипелага, в рифтовой зоне Восточной Африки обе закономерности, зонально-климатическая и высотно-поясная, проявляются совместно, определяя особенно высокую степень биологического разнообразия. Секторное континентально-океаническое деление хорошо проявляется на тихоокеанских склонах Кордильер на 40 градусе северной и южной широты, в муссонных областях Северной Америки и Азии, в Западных Гатах, на Мадагаскаре, Водораздельном хребте, в приокеанических пустынях Атакаме и Намиб. Наряду с тремя указанными закономерностями (широтно-зональной, высотно-поясной и секторной континентально-океанической) нельзя не отметить еще одну, которую можно назвать орографической: зависимость ареалов биоты и биоразнообразия от высоты и расположения горных хребтов, плато, нагорий и возвышенностей. Можно назвать по крайней мере три причины, определяющие важную роль орографического характера территории. Во-первых, горные хребты часто образуют непреодолимую преграду на пути миграций разных видов, оказывая воздействие на очертания ареалов. Например, даже невысокие Уральские горы ограничивают распространение на восток широколиственных пород. Во-вторых, различия в степени увлажнения наветреных и подветреных склонов горных хребтов оказывают влияние на все компоненты ландшафта, в том числе и на биоту. Этот фактор часто действует совместно с секторным континентально-океаническим. Примерами могут служить Водораздельный хребет, Гималаи, Западные Гаты, Хыонгшон, Драконовы горы, горы востока Бразилии, тихоокеанский макросклон Кордильер в 40-х широтах обоих полушарий, Аппалачи. Но есть и наглядные примеры проявления орографического влияния в чистом виде: Анды в верховьях Амазонки, Скалистые горы, массив Рувензори и другие пририфтовые горы Восточной Африки, Алтай, Тяньшань. В-третьих, хребтам, нагорьям, плоскогорьям часто присущ повышенный эндемизм, и с этим может быть связано увеличение биоразнообразия. Примером может служить Гвианское плоскогорье. Таким образом, из четырех закономерностей пространственного распределения биоты суши три связаны с горами – или напрямую, или в значительной степени. Обычно указывают на разнообразие местообитаний как фактор ценотического, экосистемного разнообразия горных ландшафтов. К этому следует добавить некоторые особенности природной среды в горах, которые могут воздействовать на уровне отдельных организмов. Это, прежде всего, особенности спектра солнечной радиации в горах и, в частности, повышенное воздействие ультрафиолета. Затем надо указать на особенности состава и количества микроэлементов, принимающих участие в биологическом обмене веществ организмов, обитающих в горах. Для гор с отсутствием современного вулканизма может играть роль разнообразие состава горных пород, образущих многочисленные скальные выходы. Высказано предположение о повышенном радиационном фоне в горных областях и связанных с этим мутациях генов. Возможно, какую-то роль играют флюиды, поднимающиеся по многочисленным разломам и ослабленным зонам. То же самое можно сказать о нуждающейся в выяснении роли атмосферного электричества. Так, известна повышенная грозовая активность на Алтае и в других горных районах. На ценотическом уровне проявляются активные процессы – оползни, осыпи, лавины, которые могут вызывать сукцессии и образование новых видов [1]. В целом надо отметить, что развитие жизни определяет кругооборот веществ, а он в горах намного интенсивнее, чем на равнинах. Приоритетное значение горных местообитаний может уменьшаться в экстремальных условиях природной среды. Так, изучение фауны птиц в горах северо-востока Азии, от плато Путорана до нагорья Черского, показало, что в ряде случаев – например, в равнинной тундре Таймыра – биоразнообразие выше, чем в соседних горах. Это же исследование, проведенное на очень большом полевом материале, показало, что иногда даже небольшие различия в рельефе могут играть роль в определении разнообразия авифауны. Оказалось, что птицы предпочитают ландшафты со следами оледенения горам с простым эрозионно-денудационным расчленением (А.А. Романов, 2016, устное сообщение). В Мировом океане условия жизни – солнечный свет, насыщенность воды кислородом, наличие питательных солей. Биоразнообразие определяется геоморфологическими условиями, степенью эндемизма, геологической историей регионов. Отмеченные для суши закономерности распределения биоты проявляются в океане, хотя есть и существенная специфика. Так, широтно-зональное распространение отчетливо проявляется в литоральной и неритовой зонах (к тропическому поясу приурочены коралловые рифы и мангры с их богатством видов). Высотно-поясная зональность в океане соответствует вертикальной (общее уменьшение биомассы и количества видов с глубиной). Секторная зональность в океане носит название циркумконтинентальной [5] и проявляется в закономерной смене компонентов природной среды с удалением от берега: это не только обеднение жизни, уменьшение поступления биогенных веществ, но и изменения видового состава в ходе колонизации мелководной фауной абиссальных глубин. Очень важен орографический фактор. Например, Н.Г. Виноградовой (1956; цит. по:[1]) показана роль срединно-океанических хребтов как препятствий для миграций фауны абиссали. Некоторые апвеллинги, в частности, важнейший Перуанско-Чилийский, связаны с особенностями рельефа дна – узким шельфом и крутым континентальным склоном. Фауна гипабиссали - глубоководных желобов – отличается высоким уровнем эндемизма. Над подводными горами, находящимися в потоке течения, образуются вихри Тейлора, в которых происходит местный подъем питательных солей, определяющий формирование «оазиса биоразнообразия» посреди океанской пустыни. Научной сенсацией стало открытие глубоководных гидротерм с их фауной, занимающих вполне определенные геоморфологические позиции – в осевой зоне срединных хребтов. Морские экосистемы оказываются настолько чувствительны к характеру рельефа, что очертания шельфовых мелководий являются фактором видообразования [4] (Валентайн). Приведенные данные позволяют констатировать, что и на суше, и в океане, несмотря на его специфику, роль рельефа в биоразнообразии трудно переоценить. Выделяется горный рельеф, хотя его роль на суше и в океане несколько различна. Велико также значение береговой линии: чем она изрезаннее, с большим количеством заливов, бухт, мысов, островов, тем больше при прочих равных условиях разнообразие местообитаний и возможностей дифференциации биоты. На этом основании можно заключить, что выровненный, слабо расчлененный рельеф является неблагоприятным фактором биоразнообразия и может сыграть негативную роль в эпохи биотических кризисов.
3 1 января 2018 г.-31 декабря 2018 г. Изменения глобального рельефа как фактор развития географической оболочки (на примере проблемы массовых вымираний)
Результаты этапа: Введение. Основные аспекты влияния глобального рельефа на развитие географической оболочки следующие. 1. Контраст высот и глубин земной поверхности – главное условие проявления одного из основных свойств географической оболочки, круговоротов вещества, энергии и информации. 2. Создание геолого-геоморфологических условий возникновения жизни и выхода ее на континенты. 3. Горизонтальные перемещения континентальных блоков. Сборка и распад суперконтинентов; влияние этих процессов на конфигурацию «глобального океанского конвейера». 4. Возникновение и исчезновение «мостов суши» и «океанских порогов». 5. Появление массивов суши в полярных широтах, создание условий похолодания климата и возникновения покровного оледенения. 6. Возникновение и разрушение горных систем. 7. Рельеф и биоразнообразие; массовые вымирания биоты. 8. Крупные трансгрессии и регрессии. 9. Расширение и уменьшение площади морских мелководий, изменение характера приливного торможения Земли и удаления Луны, изменения угла наклона оси вращения Земли. 10. Поступление биогенных соединений в океан с продуктами вулканизма и денудации. 11. Возникновение и исчезновение крупнейших озер. Три основных, фундаментальных свойства географической оболочки кратко можно обозначить так: дискретность, целостность, ритмичность (Калесник, 1970; Геренчук и др., 1984). Под дискретностью географической оболочки понимается ее вещественная и пространственная неоднородность, наличие вертикальной (литосфера, гидросфера, криосфера, атмосфера, биосфера с биостромом, кора выветривания, почвенный покров, высотная и глубинная поясность и т.д.) и горизонтальной (структурно-геологические, геоморфологические, зонально-секторные, ландшафтные и другие образования) структуры. Целостность географической оболочки, как известно, обеспечивается наличием глобальных круговоротов вещества и энергии, выражающихся в соответствующих потоках разного масштаба и фазового состояния ― вещества литосферы, водных и воздушных потоков, миграций живых организмов, энергетических процессах (сейсмичность, напряженность магнитного поля, внутренний тепловой и внешний радиационный потоки и др.), в напряженном состоянии литосферы, процессах глубинной дегазации. Термином «ритмичность» (точнее ― ритмичность, квазиритмичность и аритмичность или стохастичность, а также цикличность) обозначены изменения направленности и интенсивности потоков вещества и энергии, носящие как строго ритмичный (суточные, сезонные явления), квазиритмичный (многолетняя, вековая и другая ритмика), так и эпизодический, импульсивный, стохастический характер. Геолого-геоморфологический фактор реализации этих свойств географической оболочки давно признан решающим, наряду с климатическим. В последние годы накапливаются факты, позволяющие более конкретно оценивать роль этого фактора в развитии природы земной поверхности на протяжении значительного отрезка истории нашей планеты. Целью настоящей работы является рассмотрение отмеченной роли с учетом некоторых, накопленных к нашему времени, фактов. Задачами, решаемыми в статье, будет рассмотрение отдельных конкретных направлений влияния геолого-геоморфологического фактора на развитие географической оболочки. Материалы и методы. Основным методом настоящей работы являются критическое рассмотрение, анализ и сопоставление опубликованных фактов, по возможности - оценка их достоверности и на этой основе создание некоторых представлений о ходе событий. Наиболее полная оценка достоверности материалов происходит тогда, когда есть возможность проверить выводы одного исследования результатами другого, не зависящего от первого. Методологической основой настоящего исследования является концепция всеобщей связи явлений материального мира, конкретизированная в представлении о системной организации природы Земли и ее поверхности. Понятие «глобальный рельеф». Под глобальным рельефом здесь понимаются материки, океаны и их крупные части. Форма планеты как целого, крупные аномалии геоида в понятие глобального рельефа не включаются. Аргументом в пользу такого выбора служит различие факторов, формирующих неоднородности. Форму планеты определяют скорость вращения, состояние её вещества, распределение масс в недрах, гравитационное воздействие космических тел и другие факторы. Рельеф, в том числе и глобальный, то есть совокупность неровностей поверхности земной коры (или литосферы), зависит от процессов дифференциации вещества планеты в недрах и его перемещения близ поверхности литосферы. В ходе этого перемещения создаются деформации поверхности литосферы, образующие её рельеф. Резкого различия между деформацией фигуры планеты и деформациями поверхности литосферы провести нельзя; эти явления связаны между собой и взаимно влияют друг на друга. Отчасти поэтому время от времени предпринимаются попытки включить в круг геоморфологических вопросов рассмотрение рельефа геоида. Однако для получения информации на эту тему используются совершенно иные, чем в геоморфологии, методы. Рельеф геоида, следовательно, входит в круг интересов геоморфологии (так же, как, скажем, проблемы исторической геологии или геотектоники), но предметом её не является. Две модели внешней оболочки Земли. Для исследования внешней комплексной оболочки Земли в настоящее время используются две модели. Первая – модель биосферы, предложенная Э. Зюссом, развитая В.И. Вернадским и его последователями (Вернадский, 1960; Будыко, 1981; Горшков, 2007). Работы в этом направлении позволяют полнее изучить роль живого вещества, организмов в развитии планеты, взаимоотношения живых существ с окружающей средой обитания в прошлом и настоящем. По существу, биосфера – это экосистема самого высокого иерархического уровня. Вторая модель – концепция географической оболочки, выделенной и охарактеризованной А.А. Григорьевым и его предшественниками (П.И. Броуновым, Р.И. Аболиным) и развитая в основном географами (Калесник, 1970). В рамках этой модели отдельные геосферы пользуются равным вниманием исследователей. Географическая оболочка – это геокомплекс самого высокого иерархического уровня. Внешняя оболочка Земли намного сложнее обеих применяемых для ее познания моделей. По мере дальнейшего изучения становится все ясней определяющая роль живых организмов в эволюции и динамике планеты, буквально пронизывающая явления, о которых некоторое время назад нельзя было предполагать ничего подобного. Вполне понятно поэтому, что использование какой-то из двух указанных моделей не носит категорического характера и специалист, проводя конкретное исследование, применяет наиболее подходящую из них. Коротко говоря, не «или – или», а «и то, и то». Первичная дифференциация земной поверхности. По современным представлениям, Земля возникла около 4,55 млрд л. назад из довольно холодного газопылевого облака. В ходе аккреции, падения метеоритов произошел ее разогрев и образование гипотетического магматического океана – расплавленной части мантии до глубин порядка 750 км (Лобковский и др., 2004). В этих условиях трудно ожидать возникновения значительных неровностей поверхности планеты. Это значит, что рельеф, то есть совокупность неровностей земной поверхности, практически отсутствовал. Впрочем, это, также гипотетическое, состояние поверхности, если и существовало, то недолго. Вскоре возникла самая крупная на Земле неоднородность, существующая до настоящего времени, и у нашей планеты появился крупный спутник - Луна. Образование Луны и дальнейшая эволюция двойной планеты, аналогов которой нет в Солнечной системе, являются важнейшей проблемой землеведения. С ней тесно связано возникновение глобальной асимметрии Земли, её разделение на Тихоокеанское и Индо-Атлантическое полушария. Как известно, с позиций представления о первоначально расплавленной Земле Луна оторвалась от нее, а на месте отрыва осталась неоднородность, которая в последующем стала Тихим океаном (Pickering, 1907). Эта гипотеза подверглась критике и вскоре была оставлена. В последние десятилетия XX века, после изучения образцов лунных пород, очень популярной, особенно на Западе, стала гипотеза мегаимпакта (Hartmann, Davis, 1975). Согласно этой гипотезе, в истории ранней Земли произошло столкновение с крупным, размером с Марс, небесным телом - мегаимпакт. По существу, это было завершение стадии аккреции, когда сталкивались и агрегировались планетезимали. Конденсация испарившегося в результате удара вещества на околоземной орбите привела к образованию Луны – очень крупного по отношению к планете-хозяину спутника. Против этой гипотезы также были выдвинуты различные, в том числе геохимические, аргументы. Наибольшей популярностью пользуются три способа возникновения Луны: гравитационный захват Землей будущего спутника; отделение его тем или иным способом от Земли; одновременное формирование обеих планет из сгустка вещества протопланетного облака. Некоторый синтез этих гипотез, объясняющий преимущественно силикатный состав Луны, предлагают О. Г. Сорохтин и С. А. Ушаков (1991). Они предполагают гравитационный захват Протоземлей с близкой орбиты Протолуны, вещество которой прошло дифференциацию на железное ядро и силикатную мантию; в результате приближения Протолуны и её приливного разрушения ядро выпало на Протоземлю, а внешний приливный горб разрушенной планеты был отброшен и превратился в Луну. Э. М. Галимов (2008) развивает гипотезу образования Луны в результате коллапса пылевого сгущения одновременно с Землей и независимо от нее. Понятно, что выбор какой-то из этих гипотез очень важен для создания концепции последующей глобальной эволюции Земли. Однако в двух важнейших для планетарной геоморфологии моментах мнения большинства специалистов сходятся. Во-первых, возникновение крупнейшей неоднородности Земли, позднее ставшей впадиной Тихого океана, тесно связано с Луной, независимо от способа её образования. Даже в случае аккреции отдельно Земли и Луны гравитационное влияние последней на перемещения земного вещества обязательно должно было привести к развитию указанной неоднородности. Другими словами, самую значительную особенность первичной дифференциации своей поверхности Земля обрела на самой ранней стадии существования. Во-вторых, в ходе последующей эволюции Луна вызывала приливное торможение вращения Земли, изменения угла наклона оси её вращения и удалялась от Земли. В результате уменьшения скорости вращения возникала разность моментов вращения металлического ядра и силикатной мантии, трение и выделение тепла на границе ядро – мантия. Появился дополнительный источник тепловой энергии, какого нет у других планет земной группы - Марса и Венеры. Судя по данным сейсмической томографии (Zhao, 2001), различия между Тихоокеанским и Индо-Атлантическим полушариями прослеживаются вплоть до границы ядра и мантии. Возможно, упомянутое выше событие в ранней истории планеты (мегаимпакт или влияние Луны) оказали воздействие на всю последующую эволюцию Земли. Во всяком случае, характер перестройки систем конвекции, смена одноячейковой конвекции многоячейковой и обратно, судя по реконструкциям, были подчинены этой глобальной неоднородности (Лобковский и др., 2004). Геоморфологам особенно близка проблема образования гранитной коры (на поверхности преимущественно основной по составу планеты) и первичной дифференциации рельефа земной поверхности на материки и океаны. В этой связи заслуживает обсуждения проблема метеоритной бомбардировки Земли. В отличие от господствующих среди геоморфологов представлений о том, что её следы были уничтожены последующими процессами, существуют аргументы в пользу решающей роли этой бомбардировки в образовании древнейших щитов докембрийских платформ. К 60-м г.г. XX века было неоднократно подтверждено высказанное А. Вегенером предположение, что материки возвышаются над дном океанов благодаря присутствию в составе их коры гранитного слоя; Д. Г. Панов (1966) приводит в своем учебнике график М. В. Гзовского, подтверждающий зависимость высоты поверхности от мощности коры. Однако если океаническая базальтовая кора непосредственно выплавляется из мантии, то для гранитных пород это в большинстве случаев невозможно: они образуются в ходе вторичного переплавления терригенного вещества осадочных толщ в присутствии воды (Ярошевский, 2004). Наиболее древние континентальные породы, тоналит-трондьемит-гранодиоритовая (ТТГ) ассоциация, образовались или в результате тектонического скучивания и переплавления нижней части скопившегося материала, или в ходе падений метеоритов, провоцировавших магматические процессы и подъём расплава. В пользу последнего предположения говорит форма древнейших структур архейских щитов – гранито-гнейсовых овалов и куполов, зародышей будущих континентов (Салоп, 1982). Их денудация и последующая гранитизация образовавшихся осадочных толщ были одним из основных (но не единственным) процессом наращивания континентов; к концу архея сформировалось около 85% континентальной коры мощностью 30 – 40 км (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Изучение древнейших пород юго-западной Гренландии привело исследователей к выводу о наличии в каком-то виде гидросферы уже в раннем архее, около 4,0 млрд лет назад. К концу архея первые континенты были окружены океанами глубиной в первые сотни метров. Сформировались геоморфологические условия для проявления важнейшего свойства географической оболочки - глобальных круговоротов вещества: контраст высот и глубин земной поверхности. Геоморфологическую загадку ранней Земли представляют собой кратерообразные морфоструктуры Алданского щита (Оганесян, 1989). Они обнаружены на юге щита, в бассейне верховьев р. Алдан, и представляют собой сочетание кольцевых валов и депрессий диаметром от 100 до 1500 - 2000 м и высотой вала над депрессией 10 – 150 м. И валы, и депрессии сложены гранитогнейсами, кристаллическими сланцами, кварцитами; в окрестностях встречаются ксенолиты габбро с шаровой отдельностью (диаметр шаров до 1 м), туфоиды, шлаковидные гранитогнейсы. Развиты мономинеральные кварцевые гидротермальные жилы протерозойского возраста. Присутствуют такие морфоструктуры только на участках развития катархей-раннеархейского комплекса пород верхнеалданской свиты иенгрской серии. Возраст этих образований по ряду признаков (в том числе возрасту метаморфизма слагающих пород) оказывается также катархейским – архейским, от 3,5 до 4 млрд л. Сохранность столь древних образований можно объяснить неоднократным перекрытием более молодыми породами и последующим откапыванием; в последний раз эти морфоструктуры были перекрыты осадочными отложениями юдомской свиты платформенного чехла и, таким образом, являются экспонированными (Оганесян, 1989). Импактное происхождение морфоструктур не подтверждается – отсутствуют высокобарические минеральные фазы, конусы разрушения и другие прямые признаки, хотя косвенное присутствие метеоритного вещества можно предположить. Есть аргументы и против гипотез о вулкано-тектоническом или связанном с проявлениями гранитоидного диапиризма характере этих образований. Несомненно лишь, что мы мало знаем об особенностях импактных явлений того времени. Неверным является представление о полном уничтожении древнейших форм земной поверхности последующими процессами (Оганесян, 1989). Причины и следствия эндогенной геодинамики. Тепловая энергия в глубоких недрах Земли, во-первых, осталась от тепла разогретой ранней планеты; во-вторых, является результатом радиоактивного распада; в-третьих, генерируется продолжающейся дифференциацией вещества недр; в-четвертых, возникает в результате уже упомянутого трения металлического ядра и силикатной мантии, вращающихся с разной скоростью. Это тепло стремится выйти наружу, в околоземное пространство; на ранних стадиях развития это происходило почти на всей поверхности. По мере того, как Земля остывала, а ее кора становилась все более мощной и жесткой, выходящее тепло сосредотачивалось во все более и более узких зонах – горных поясах, срединно-океанических хребтах, рифтогенных впадинах (рис. 1). Рис. 1. Карта геотермического режима земной коры (Тектоносфера Земли, 1978). Крупные массивы континентальной коры экранировали выход тепла и провоцировали образование плюмов и суперплюмов мантийного вещества. Над этими плюмами происходил раскол континентов, начинался рифтогенез, переходивший в спрединг, образовывались океаны. После этого следовала перестройка системы мантийной конвекции и континентальные фрагменты собирались в очередной суперконтинент. Этот процесс сопровождался субдукцией океанической коры, коллизией блоков и образованием горных систем (Хаин, Ломизе, 1995). Судя по мощности молассовых накоплений, высота гор со временем нарастала. Протерозойские (рифейские) молассы имеют мощность от нескольких сотен метров до 2 – 3 км, палеозойские 5 – 6 км, а кайнозойские достигают 7 – 12 км (Яншин, 1993). В.Е. Хаин (2001) насчитывает в истории Земли четыре суперконтинента: 1) эпиархейский (существовавший 2,6 – 2,2 млрд л. назад), 2) эпипалеопротерозойский (1,65 – 1,35 млрд л. назад), 3) эпимезопротерозойский – Родиния (1,0 – 0,8 млрд л. назад) и 4) вегенеровская Пангея, образованная 320 млн л. назад и начавшаяся распадаться 200 млн л. назад. Как эти суперматерики, так и образующиеся при их распаде отдельные фрагменты представляли собой формы глобального мегарельефа – материки и крупные острова, а разделявшие и окружавшие их пространства имели океанический характер. Площадь континентов со временем увеличивалась и к нашему времени достигла наибольших значений. Основная функция положения и конфигурации этих континентальных массивов в развитии географической оболочки заключается в следующем. Земля – планета, бо́льшая часть поверхности которой покрыта водой. Вращение Земли приводит к возникновению пассатных ветров и сильного экваториального течения, направленного с востока на запад. Конфигурация суши и моря может способствовать этой циркуляции, как во времена существования Лавразии и Гондваны, океана Тетис (и его предшественников), а может препятствовать – как при замыкании Тетиса и возникновении Альпийско-Гималайского пояса. Кроме того, эта конфигурация может способствовать тепломассопереносу из низких широт в высокие, как во времена древних океанов Япетус, субмеридиональной части Палеоазиатского океана или современной Атлантики, а может ему препятсвовать. Сферическая форма Земли, особенности общей циркуляции атмосферы в конечном счете определяют функционирование Течения Западных ветров, а оно возникло лишь после образования океанических проходов в районах морей Скотия, Тасманова и океанического пространства между Австралией и Антарктидой. Амплитуда рельефа также увеличивалась со временем. В катархее, до 4 млрд л. назад, рельеф земной поверхности нарушался лишь приливным горбом твердой Земли из-за воздействия близкой Луны. Высота горба, составлявшего вначале около 1,5 км, к концу катархея составляла порядка 7 м (Свиточ и др., 2004). Глубина океана в начале архея, 4 млрд л. назад, составляла, по расчетам, 0,4 км; 2 млрд л. назад – 1,26 км; 1 млрд л. назад - 2,25 км, а современная средняя глубина составляет 3,71 км (Клиге и др., 1998). О.Г. Сорохтин и С.А. Ушаков выполнили анализ геодинамики Земли, учитывая возникновение серпентинитового слоя океанической коры – поглотителя воды, выделяющейся при дегазации мантии; накопления толщ водосодержащих осадков; соотношения уровня первичного океана и высоты гребней срединно-океанических хребтов. Они приводят такие значения глубины океана: ранний архей – 50 – 200 м в случае единого океана и 100 – 500 м, если вода накапливалась в изолированных бассейнах; поздний архей 350 – 700 м; ранний протерозой 750 – 900 м; средний протерозой (1,2 млрд л. назад) - 2900 м (Сорохтин, Ушаков, 2002; Свиточ и др., 2004). Состав пород также позволяет сделать выводы о глубине океанов: для среднего – позднего архея (3,5 – 2,5 млрд л. назад) устанавливаются мелководные и глубоководные обстановки осадконакопления, условия континентального склона - флиш, турбидитные потоки (Короновский и др., 2006). Расчеты О.Г. Сорохтина и С.А. Ушакова (2002) привели их к довольно неожиданному выводу о превышении в архее и раннем протерозое ядер первичной континентальной коры над уровнем мелководных океанов на 6 км. Это объясняется, помимо активного тектонического режима, отсутствием в то время тяжелой холодной ультраосновной литосферы под континентальными ядрами, плавучесть которых была выше, чем в последующую эпоху. Большие контрасты рельефа стимулировали общую денудацию и эрозию. В результате на дневную поверхность древних щитов выведены породы в амфиболитовой и гранулитовой фациях глубинного метаморфизма, имевшего место на глубине 5 – 10 км, а в осадочных толщах позднего протерозоя присутствуют конгломераты и граувакки, часто рудоносные (Сорохтин, Ушаков, 2002). Надо сказать, что подсчеты А.Б. Ронова (1993) дают величину общей денудации континентов за последние 169 млн л. равной 2,8 км, поэтому глубокий денудационный срез древних щитов не представляется чем-то из ряда вон выходящим – ведь разрушение их поверхности продолжалось миллиарды лет. Рельеф, зарождение жизни и выход её на сушу. В 1959 г. Д. Бернал высказал гипотезу о происхождении жизни в прибрежной зоне океана (Бернал, 1959). С тех пор сильно изменились представления о проблеме происхождения жизни, но знания о внешних, в том числе физико-географических, условиях её возникновения обогатились весьма слабо (Галимов, 2006). Прибрежная зона наиболее подходит для этого, хотя не исключены и другие обстановки – например, подводные гидротермальные источники. Косвенным аргументом в пользу береговой зоны как колыбели жизни служит современное географическое распределение зон повышенной биопродуктивности: она максимальна у берегов континентов, уменьшается над шельфом и континентальным склоном и убывает в сторону открытых пространств океана, достигая минимальных значений в тропических круговоротах-халистазах. Повышенная биопродуктивность прибрежных областей объясняется не только интенсивным обменом веществом и энергией, но и приносом с суши биогенных соединений. Сейчас известно, что вода и водяной лед относятся к наиболее распространенным веществам в Солнечной системе. Существуют планетные тела (например, спутник Нептуна Тритон и другие), на которых вода образует сплошную оболочку глубиной в сотни километров – по существу, водяную мантию. Если бы подобный глобальный океан существовал на Земле, его динамика определялась бы лишь вращением планеты и неравномерным поступлением солнечного тепла на сферическое тело. Однако в случае образования такого океана глубиной даже в первые километры никакой прибрежной зоны не могло существовать. Гипотетически такая возможность на ранней Земле была. При рассмотрении происхождения гидросферы (океана) называются три возможных пути этого процесса: дегазация мантии, конденсация при остывании первичной атмосферы, поступление воды в результате падений комет c их ледяными ядрами. С нашей точки зрения, предпочтительным является первый вариант. В случае второго и особенно третьего вариантов количество воды на Земле практически не связано с эволюцией планеты, и можно представить возникновение глобального глубокого океана. Похоже, однако, что дегазация мантии происходила согласованно с дифференциацией ее вещества, приведшей в конечном итоге к образованию континентальной коры. Вероятнее всего, поверхность первичных континентов и уровень океанов были в общем сбалансированы и прибрежная зона существовала, что не исключает, однако, как этапов очень значительного покрытия материков водами океана, так и геократических эпох. Роль рельефа при этом проявлялась в возникновении и дальнейшем развитии глобальных круговоротов вещества, для чего нужен перепад отметок земной поверхности, и в возникновении береговой зоны и прибрежных мелководий, что создало географические условия для возникновения и развития жизни. Этим, однако, указанная роль не ограничивалась. Появление многоклеточных животных в венде и многообразной скелетной фауны беспозвоночных в кембрии было важнейшим этапом в эволюции животного мира; оно подготовило последующий выход жизни на сушу. Необходимым условием этого процесса были глобальные трансгрессии и образование обширных мелководий (Современная палеонтология, 1988), что, скорее всего, было в свою очередь обусловлено изменениями рельефа. Геоморфологические факторы биоразнообразия. Словосочетание «биологическое разнообразие» впервые использовал в 1892 г. Г. Бейтс в известной книге «Натуралист на Амазонке», хотя основы изучения этого явления были заложены еще в трудах К. Линнея и Ч. Дарвина. Термин «биоразнообразие» получил широкое распространение на Стокгольмской конференции по окружающей среде в 1972 г. В 1982 г. Международный союз биологических наук на Генеральной ассамблее в Канаде начал разработку программы «Биологическое разнообразие», а в 1992 г. в Рио-де-Жанейро была принята Международная глобальная стратегия сохранения биоразнообразия. Биоразнообразие – важнейший показатель экологического состояния нашей планеты. Международная программа исследования биоразнообразия включает три основных уровня: генетический, таксономический и экологический (сообщества и экосистемы). Дифференциация биот определяется многими факторами, среди которых важное место занимают географические. Они действуют прямо, через изменение физических и химических свойств среды (солености воды, климата, чередования оледенений и межледниковий, динамики углекислого газа и озона в атмосфере и т.д.), или опосредованно, через экологию сообществ, видов и популяций (Воронов и др., 2003). Из данных исторической геологии известно, что в истории Земли были эпохи, когда биоразнообразие в течение непродолжительного времени уменьшалось во много раз – например, на границах перми и триаса, мела и палеогена и т.д. (Бараш, 2015). Такие эпохи получили название биотических кризисов, кризисов биоты, массовых вымираний. Понятно, что изучение причин этих явлений приобретает чрезвычайную важность. Масштабы событий могут быть различными – от глобальных до региональных. К концу прошлого столетия изученность биоты достигла той степени, когда стало возможным составлять карты суши земного шара, наглядно показывающие степень биоразнообразия. Наиболее объективно она оценивается по числу видов, приходящихся на единицу площади. Карты разнообразия животных и растений (Абдурахманов и др., 2003; в этой работе приведена карта разнообразия видов сосудистых растений по Barthlott et al., 1998) позволили установить закономерности, которым подчиняется это явление. На равнинах важнейшей закономерностью является широтно-зональная: число видов и животных, и растений закономерно убывает от низких широт к высоким. На карте, иллюстрирующей разнообразие наземных животных (Абдурахманов и др., 2003), видно, что на равнинах тропического пояса – в бассейнах Амазонки, Ориноко, Конго, Замбези, на побережье Гвинейского залива, на плоскогорье Декан максимальное число видов превышает 3 000 на 100 км² суши. Следующая градация включает 2500 – 3 000 видов на 100 км² и охватывает бассейны Параны, Миссисипи, Рио-Гранде, а также Нигера и других районов африканской саванны. В тропических пустынях Сахары и Аравии наблюдается минимум – 100 – 600 видов на 100 км². Дальше на равнинах северного полушария разнообразие наземных животных увеличивается до 2 000 и даже 3 000 видов в пределах умеренного пояса, после чего снижается до 100 – 600 видов на км² в тундре и менее 100 видов – в полярных пустынях. Эту же закономерность иллюстрирует карта фиторазнообразия (Абдурахманов и др., 2003). Максимальное число видов сосудистых растений – от 3 000 до 4 000 на 10 000 км² на равнинах отмечено на побережье Гвинейского залива; в бассейнах Конго, Амазонки, Ориноко, Параны, на побережье Мексиканского залива и Великой Китайской равнине. В Сахаре, Аравии, пустыне Тар фиторазнообразие уменьшается до 100 – 200 видов на 10 000 км², затем увеличивается до 500 – 1000 видов на равнинах умеренного пояса и снова уменьшается до минимальных значений в тундрах и полярных пустынях. Следует отметить, что карта фиторазнообразия более детальна, чем карта разнообразия наземных животных того же масштаба: если первая карта содержит десять выделов, то вторая лишь семь. Отчасти поэтому на первой карте нагляднее видно проявление других пространственных закономерностей размещения биоты суши – высотно-поясного и секторного континентально-океанического. На обеих картах по высоким показателям биоразнообразия выделяются горные области: наветреный тропический макросклон Анд, горы востока Бразилии, Кордильеры Центральной и Северной Америки, Скалистые горы, Аппалачи, горы Африки (Капские, Драконовы, Атласские), Центральные и Восточные Гималаи, горы Борнео и Новой Гвинеи, Загрос, Эльбурс, Памир, Тяньшань. Выделяются также нагорья Юньнаньское, Гвианское и другие. Всемирный фонд дикой природы и Международный союз охраны природы определили шесть основных центров биоразнообразия, в основном расположенных в горных районах (Абдурахманов и др., 2003). В юго-восточной Азии, на островах Малайского архипелага, в рифтовой зоне Восточной Африки обе закономерности, зонально-климатическая и высотно-поясная, проявляются совместно, определяя особенно высокую степень биологического разнообразия. Секторное континентально-океаническое деление хорошо проявляется на тихоокеанских склонах Кордильер на 40 градусе северной и южной широты, в муссонных областях Северной Америки и Азии, в Западных Гатах, на Мадагаскаре, Водораздельном хребте, в приокеанических пустынях Атакаме и Намиб. Наряду с тремя указанными закономерностями (широтно-зональной, высотно-поясной и секторной континентально-океанической) нельзя не отметить еще одну, которую можно назвать орографической: зависимость ареалов биоты и биоразнообразия от высоты и расположения горных хребтов, плато, нагорий и возвышенностей. Можно назвать несколько причин, определяющих важную роль орографического характера территории. Во-первых, горные хребты часто образуют непреодолимую преграду на пути миграций разных видов, оказывая воздействие на очертания ареалов. Например, даже невысокие Уральские горы ограничивают распространение на восток широколиственных пород. Во-вторых, различия в степени увлажнения наветреных и подветреных склонов горных хребтов оказывают влияние на все компоненты ландшафта, в том числе и на биоту. Этот фактор часто действует совместно с секторным континентально-океаническим. Примерами могут служить Водораздельный хребет, Гималаи, Западные Гаты, Хыонгшон, Драконовы горы, горы востока Бразилии, тихоокеанский макросклон Кордильер в 40-х широтах обоих полушарий, Аппалачи. Но есть и наглядные примеры проявления орографического влияния в чистом виде: Анды в верховьях Амазонки, Скалистые горы, массив Рувензори и другие пририфтовые горы Восточной Африки, Алтай, Тяньшань. В-третьих, хребтам, нагорьям, плоскогорьям часто присущ повышенный эндемизм, и с этим может быть связано увеличение биоразнообразия. Примером может служить Гвианское плоскогорье. В-четвертых, для гор характерна интенсификация рельефообразующих процессов, активный обмен веществом и энергией, что стимулирует повышенный метаболизм живых организмов. Кроме того, с повышением абсолютной высоты местности меняется спектр солнечной радиации, что также влияет на биоту. Таким образом, из четырех закономерностей пространственного распределения биоты суши три связаны с горами – или напрямую, или в значительной степени. Обычно указывают на разнообразие местообитаний как фактор ценотического, экосистемного разнообразия горных ландшафтов. К этому следует добавить некоторые особенности природной среды в горах, которые могут воздействовать на уровне отдельных организмов. Это, прежде всего, особенности спектра солнечной радиации в горах и, в частности, повышенное воздействие ультрафиолета. Затем надо указать на особенности состава и количества микроэлементов, принимающих участие в биологическом обмене веществ организмов, обитающих в горах. Для гор с отсутствием современного вулканизма может играть роль разнообразие состава горных пород, образущих многочисленные скальные выходы. Высказано предположение о повышенном радиационном фоне в горных областях и связанных с этим мутациях генов. Возможно, какую-то роль играют флюиды, поднимающиеся по многочисленным разломам и ослабленным зонам. То же самое можно сказать о нуждающейся в выяснении роли атмосферного электричества. Так, известна повышенная грозовая активность на Алтае и в других горных районах. На ценотическом уровне проявляются активные процессы – оползни, осыпи, лавины, которые могут вызывать сукцессии и образование новых видов (Абдурахманов и др., 2003). В целом надо отметить, что развитие жизни определяет кругооборот веществ, а он в горах намного интенсивнее, чем на равнинах. Приоритетное значение горных местообитаний может уменьшаться в экстремальных условиях природной среды. Так, изучение фауны птиц в горах северо-востока Азии, от плато Путорана до нагорья Черского, показало, что в ряде случаев – например, в равнинной тундре Таймыра – биоразнообразие выше, чем в соседних горах. Это же исследование, проведенное на очень большом полевом материале, показало, что иногда даже небольшие различия в рельефе могут играть роль в определении разнообразия авифауны. Оказалось, что птицы предпочитают ландшафты со следами оледенения горам с простым эрозионно-денудационным расчленением (Романов, 2010). В Мировом океане главные условия жизни – солнечный свет, насыщенность воды кислородом, наличие питательных солей. Биоразнообразие определяется геоморфологическими условиями, степенью эндемизма, геологической историей регионов. Отмеченные для суши закономерности распределения биоты проявляются в океане, хотя есть и существенная специфика. Так, широтно-зональное распространение отчетливо проявляется в литоральной и неритовой зонах (к тропическому поясу приурочены коралловые рифы и мангры с их богатством видов). Высотно-поясная зональность в океане соответствует вертикальной (общее уменьшение биомассы и количества видов с глубиной). Секторная зональность в океане носит название циркумконтинентальной (Леонтьев, 1982) и проявляется в закономерной смене компонентов природной среды с удалением от берега: это не только обеднение жизни, уменьшение поступления биогенных веществ, но и изменения видового состава в ходе колонизации мелководной фауной абиссальных глубин. Очень важен орографический фактор. Например, Н.Г. Виноградовой (1956; цит. по: Абдурахманов и др., 2003) показана роль срединно-океанических хребтов как препятствий для миграций фауны абиссали. Некоторые апвеллинги, в частности, важнейший Перуанско-Чилийский, связаны с особенностями рельефа дна – узким шельфом и крутым континентальным склоном. Фауна гипабиссали - глубоководных желобов – отличается высоким уровнем эндемизма. Над подводными горами, находящимися в потоке течения, образуются вихри Тейлора, в которых происходит местный подъем питательных солей, определяющий формирование «оазиса биоразнообразия» посреди океанской пустыни. Научной сенсацией стало открытие глубоководных гидротерм с их фауной, занимающих вполне определенные геоморфологические позиции – в осевой зоне срединных хребтов. Морские экосистемы оказываются настолько чувствительны к характеру рельефа, что очертания шельфовых мелководий являются фактором видообразования (Валентайн, Яблонский, 1988). Приведенные данные позволяют констатировать, что и на суше, и в океане, несмотря на его специфику, роль рельефа в биоразнообразии трудно переоценить. Выделяется горный рельеф, хотя его роль на суше и в океане несколько различна. Велико также значение береговой линии: чем она изрезаннее, с большим количеством заливов, бухт, мысов, островов, тем больше при прочих равных условиях разнообразие местообитаний и возможностей дифференциации биоты. На этом основании можно заключить, что выровненный, слабо расчлененный рельеф является неблагоприятным фактором биоразнообразия и может сыграть негативную роль в эпохи биотических кризисов. Еще один геоморфологический процесс играет важную биотическую роль. Имеется в виду усиление денудации с ростом горных сооружений во время активного горообразования и наоборот, ее уменьшение в спокойные эпохи. Вместе с терригенными продуктами денудации в океан попадают биогенные элементы – как в составе химического стока, так и входя в состав твердых наносов, которые в процессе седиментации и диагенеза формируют грунтовые растворы и таким образом тоже поставляют биогенные вещества в морскую воду. Как показывает анализ изменений речного стока в прошлые геологические эпохи, его минимальные значения за время с юрского периода отмечены для границы мел – палеоген (Панин, 2005). Как известно, именно к этому времени приурочен один из наиболее значительных биотических кризисов. Рельеф и массовые вымирания. При изучении эволюции биосферы чрезвычайно важной является проблема массовых вымираний биоты. В фанерозое таких событий разного ранга насчитывается до 29 (Алексеев и др., 2001); наиболее важными из них являются 4, в том числе на рубеже палеозоя - мезозоя и мезозоя – кайнозоя (рис.5). Наиболее резкие пики массовых вымираний на графике приходятся именно на ранний триас и мел-палеогеновую границу. Данные по морским организмам можно дополнить фактами об интенсивности торфоугленакопления на суше, приведенными в работах А. И. Егорова (1992) и С. И. Болысова (2006, рис. 2). На соответствующих графиках отчетливо видны позднепалеозойский и мезозойский максимумы, разделенные минимумом торфоугленакопления в триасе. В работе А. И. Егорова виден также минимум на границе мела и палеоцена. Рис. 2. Тенденции торфоугленакопления в геологической истории Земли (Болысов, 2006). Рис. 3. Эволюция псефитонакопления в истории Земли (Чернов, 1983). Среди причин массовых вымираний называют как собственно биологические, вроде внутривидовой борьбы или узкой специализации, так и связанные с неблагоприятными факторами внешней среды – изменениями атмосферной температуры, химического состава вод и воздуха, быстрыми и резкими изменениями условий, наконец, для границы мел-палеоген называется падение астероида. Не отрицая влияния всех перечисленных причин, хочется обратить внимание на то, что вымирания занимали длительное время – до десятков миллионов лет. Кроме того, сопоставление этапов эволюции биоты с тектоно-магматическими эпохами показывает, что интенсивные тектонические движения были благоприятны для развития жизни, а упомянутые выше пики массовых вымираний совпадают с границами эпох – каледонской, герцинской, мезозойской и альпийской (кайнозойской). Это дает основания для вывода, что большую роль в эволюции как сухопутной, так и морской биоты играл рельеф, связанный с тектоническими движениями. Расчлененный рельеф создает многообразные условия местообитаний и способствует разнообразию видов. Наоборот, слабо расчлененный, выровненный рельеф таких возможностей не представляет, что, наряду с другими причинами, приводит к вымиранию видов. Это касается как суши, так и морских побережий и дна: расчлененный рельеф образуется в эпохи складчатости и орогенеза. При этом речь идет как о вертикальном, так и о горизонтальном расчленении. Этот вывод подтверждается косвенными данными о расчлененности рельефа прошлых эпох, которые здесь могут быть проиллюстрированы двумя независимо составленными графиками. На графике В. Г. Чернова (рис. 3) показано изменение доли псефитовых отложений в разрезах континентов за время с архея до неогена. Как видно, эти данные говорят о возрастании псефитонакопления во время тектоно-магматических эпох фанерозоя и уменьшении его на границах эпох. Второй график составлен по данным А. Б. Ронова (1980; рис. 4). По этим материалам, представленным в табличном виде, нами был построен график интенсивности механической денудации и терригенной аккумуляции в пределах континентов в фанерозое, исключая четвертичный период (Проблемы …, 1999). Интенсивность денудации и аккумуляции определялась отношением объёма терригенных отложений к величине площади размыва или накопления за единицу времени и выражалась в Б (мм/1000 лет). На графике видно усиление денудации во время тектоно-магматических циклов и ослабление на их временных рубежах. Логично интерпретировать эти данные как отражение степени расчленённости рельефа. Рис. 4. Интенсивность механической денудации континентов в фанерозое: I – платформы, II – геосинклинали, III – материки (IIIа – с введением поправки на объём осадков в океане). Вертикальный масштаб для платформ и материков увеличен (по данным Ронова, 1980). Возникновение и исчезновение «океанских ворот» и «мостов суши». В настоящее время существуют несколько регионов, изменения рельефа в которых особенно важны для географической оболочки и определяют развитие природы целых материков и океанов. Некоторые из них будут рассмотрены ниже. Пролив Дрейка и море Скотия. В 60-х – 70-х годах идея мезозойско-кайнозойского распада Гондваны стала господствующей и появились реконструкции, воссоздающие ход этого процесса в разных регионах. В конце 70-х годов прошлого века было высказано предположение об образовании пролива Дрейка в результате раздвижения литосферных плит Южной Америки и Западной Антарктиды (Barker, Burrel, 1997). Аргументами в пользу такого предположения были наличие осей спрединга, трансформной зоны разлома Шеклтона, зоны субдукции в виде Южно-Оркнейского желоба, линейных магнитных аномалий. Небольшие фрагменты континентальной коры говорили о существовании разрушенного континентального моста. Последующие исследования этого региона исходили из высказанной точки зрения. Пролив образовался в интервале времени от 30 до 15 млн л. назад. С его образованием воды Тихого океана стали поступать на восток и возникло Циркум-Антарктическое течение. Дальнейшее изучение региона показало, что по особенностям геолого-геоморфологического строения и развития он относится к числу наиболее сложных в Мировом океане. По современным представлениям с запада на восток выделяются три разнородные провинции. Западная имеет океаническую кору, сформировавшуюся в спрединговом хребте Западный Скотия в интервале времени от 30 – 25 до 5 млн л. назад. Хребет протягивается с запада на восток; в этом же направлении продвигался и спрединговый процесс, пока не натолкнулся на мощный континентальный барьер центральной провинции. Эта провинция сложена блоками-плато континентальной коры, опущенными на разные глубины и разделенными локальными участками с океанической корой. Блоки представляют собой остатки крупного континентального моста между Южной Америкой и Антарктидой, разрушенного в результате рассеянного рифтогенеза 20 – 25 млн л. назад. Восточная провинция сложена молодой океанической корой, образовавшейся за последние 15 – 20 млн л. в задуговом спрединговом хребте субмеридионального простирания Восточный Скотия. Эти провинции обрамляются морфоструктурами банки Бёрдвуд, Южно-Антильских, Южно-Оркнейских и Южно-Шетландских островодужных систем, рифтом пролива Брансфилд и другими (Удинцев, Шенке, 2004; Удинцев и др., 2010; Дубинин и др., 2014; Дубинин, Курбатова, 2016). Панамский перешеек. Появление континентального моста между Северной и Южной Америками не только способствовало обмену животными и растениями суши, но и стало преградой на пути водообмена между Тихим и Атлантическим океанами. Возникновение перешейка способствовало появлению Гольфстрима, изменению климата северо-западной части Евразии и имело другие последствия, глубоко изменившие природу Земли. Например, согласно одной из версий, к таким последствиям относят появление в Африке ландшафта саванны, что оказало влияние на эволюцию гоминид и, в конечном счете, привело к появлению человека. Традиционные представления (Хаин, 1971) рассматривают район Панамского перешейка как часть Антильско-Карибской области – блока земной коры, прошедшего сложную историю развития; в этой истории чередовались процессы орогенеза и тафрогенеза. Первые приводили к созданию межконтинентального моста, вторые – к его разрушению. Намечается существование трех генераций антиклиналей юга Центральной Америки, причем каждая следующая генерация смещена к северо-востоку относительно предыдущей. Ось северо-западной части перемычки между континентами образует хребет Кордильера-де-Таламанка. В конце олигоцена – начале миоцена на месте будущего хребта появились вулканические острова, а в среднем миоцене произошло окончательное становление антиклинория. Ему навстречу со стороны Колумбии продвигалась другая антиклиналь; их слияние с образованием Панамского перешейка произошло в плиоцене. В конце этой эпохи возник узкий Никарагуанский грабен с двумя цепочками вулканов, антиклинорий перешейка был разбит серией поперечных сбросо-сдвигов и получил современную изогнутую форму (Хаин, 1971). Согласно данным последних исследований, Панамская островная вулканическая дуга – будущий перешеек – появилась в результате субдукции Тихоокеанской – Фараллонской литосферной плиты под Карибскую и Южноамериканскую плиты около 73 млн л. назад и заняла близкое к современному положение около 50 млн л. назад. Две последние плиты смещались к западу и навстречу друг другу, что привело 24 млн л. назад к коллизии между ними. В результате появился Северо-Панамский пояс деформаций и позднее – Панамский перешеек. Около 15 млн л. назад продолжающаяся коллизия привела к смене глубоководной биогенной седиментации терригенной, после чего условия осадконакопления контролировались двумя факторами – тектоническими движениями и колебаниями уровня моря. Сравнение характера осадков к востоку и к западу от перешейка показало, что глубоководная связь между Тихим океаном и Карибским морем прекратилась в интервале от 12 до 9,2 млн л. назад; в это время наиболее глубокая часть подводного порога, разделяющего бассейны, имела глубины около 1800 м (ƠDea et al., 2016). Около 6 млн л. назад Панамская дуга стала испытывать поднятие, которое продолжается до настоящего времени. 3,2 млн л. назад прекратился генетический обмен между мелководными тихоокеанскими и карибскими видами; 3 млн л. назад произошло падение уровня моря, связанное с образованием Гренландского ледникового щита, 2,76 млн л. назад прекратился обмен поверхностными водами, а 2,6 млн л. назад начались регрессии плейстоцена. Результатом этих событий было превращение перешейка в сушу, однако кратковременная связь бассейнов, возможно, приуроченная к межледниковым повышениям уровня, имела место до 2,45 млн л. назад (ƠDea et al., 2016). Близкую дату прекращения поверхностной связи между водами Тихого океана и Карибского моря дает изучение кернов глубоководного бурения (Keigwin, 1978). Таким образом, появление Панамского перешейка – не разовый акт, а процесс довольно длительного становления, завершившийся к середине плиоцена. Событие это настолько важное для развития географической оболочки, что следы его влияния могут сохраняться в самых разных регионах. Берингия. Говоря о Берингии, обычно имеют в виду участок суши в районе Берингова пролива, который возникал во время плейстоценовых гляциоэвстатических регрессий и служил континентальным мостом, по которому переселялись животные и растения Азии и Америки и в Новый Свет проник человек (Кожевников, Железнов-Чукотский, 1995). При повышениях уровня моря Берингов пролив функционировал и играл роль «океанических ворот», связывающих Тихий и Северный Ледовитый океаны. В тектоническом отношении пролив приурочен к Сьюардскому блоку Юконского срединного массива карельского возраста. С юга он ограничен погруженной под отложения Беринговоморского шельфа Охотско-Чукотской ветвью вулканогенного пояса, а с севера – мезозоидами продолжения хребта Брукса и эпимезозойской плитой Чукотского шельфа. В центральной части пролива находится поднятие дна до 80 км длиной субмеридионального простирания с денудационным рельефом. Выступающие над водой участки образуют о-ва Диомида (о. Ратманова и о. Крузенштерна) и скалу Фаруэй. С востока и запада поднятие ограничено двумя понижениями рельефа также субмеридионального простирания. К понижениям приурочены ложбины, протягивающиеся вдоль их оси; особенно выразительна долинообразная ложбина восточного понижения, достигающая 300 км (Дунаев, 1985). Выраженные в рельефе дна линеаменты позволили наметить основные разломы; их конфигурация показывает, что новейшая структура Берингова пролива представляет собой грабен субмеридионального простирания, наложенный на поперечную зону поднятий полуостровов Дауркин (Чукотка) и Сьюард (Аляска). Начиная с раннего мела (апт) Евразия и Северная Америка составляли единый суперконтинент, соединявшийся сухопутным мостом – Берингией. Новейшие данные по диатомеям, моллюскам и магнитостратиграфии показывают, что первое открытие Берингова пролива произошло в конце миоцена – начале плиоцена (Гладенков, Гладенков, 2004). На протяжении последних 4,4 млн л. Берингов пролив неоднократно закрывался и открывался; в частности, в эоплейстоцене – раннем плейстоцене, среднем плейстоцене и начале позднего плейстоцена. В плиоцене морские моллюски мигрировали в основном из Тихого океана через Арктический бассейн в Атлантику; в плейстоцене, наоборот, арктические моллюски проникали в Северную Пацифику. При понижении уровня по осушившемуся шельфу происходил взаимообмен видами между Старым и Новым светом; в течение плейстоцена это происходило по меньшей мере четырежды (Свиточ, 2002). Последним понижением уровня воспользовался древний человек, проникнув в Америку. Одновременно осушение пролива создавало порог на пути теплых тихоокеанских вод. Обогрев этими водами Арктического бассейна прекращался и возникали условия для дополнительного понижения температуры. По морфологическим, сейсмоакустическим, буровым данным на Чукотском шельфе выявлены две генерации речных долин: одна выражена в современном рельефе (Бирюков и др., 1982; Зыков, Гусев, 2015), другая, более ранняя, погребена осадками и выявлена сейсмическими исследованиями. Выраженная в рельефе дна речная сеть имеет субмеридиональное и северо-восточное направление. Наиболее крупный бассейн включает в качестве верховьев современную р. Амгуэму и ее продолжение на шельфе, выходящее из Колючинской губы, ложбину Берингова пролива и притоки, расчленяющие склон возвышенности Геральд. Сливаясь, эти тальвеги продолжаются восточнее о. Врангель в виде Чукотского желоба. В работе (Зыков, Гусев, 2015) он назван «каньон Геральд»; он расчленяет внешний шельф и в диапазоне глубин 60 – 100 м имеет в ширину 40 – 60 км, глубину 30 – 40 м и протяженность 200 км. Погребенная речная сеть, в отличие от выраженной в рельефе, имеет северо-западное простирание. В заполняющих долины отложениях выявлены две аллювиальные и две слоистые морские толщи; позднейшими исследованиями выделены шесть толщ заполнения. Американские исследователи считают, что толща заполнения долин накопилась за 200 тыс. л.; по данным бурения в проливе Лонга возраст толщи заполнения оценивается как плиоцен-четвертичный (Зыков, Гусев, 2015). Возраст верхней, поздней генерации – позднеплейстоцен-голоценовый. Наличие на Чукотском шельфе разветвленной речной сети ставит вопрос: в каких климатических условиях она развивалась? Поздние этапы этого развития были связаны с гляциоэвстатическими регрессиями, следовательно, с эпохами оледенений, когда господствовал исключительно суровый и засушливый климат. Верхние части шельфовых долин, связанные с реками суши, могли функционировать в периоды дегляциации горно-долинных ледников, когда климатические условия смягчались. Но это вряд ли справедливо в отношении небольших долин, расчленяющих склоны возвышенности Геральд. Во всяком случае, в руслах должны были широко развиваться наледи, а в долинах образовываться наледные поляны. Возможно, выявленные сейсмопрофилированием переуглубления (Зыков, Гусев, 2015) имеют именно такое происхождение. В настоящее время пролив, имеющий в ширину чуть больше 80 км и глубину 52 м, играет большую роль в океанской циркуляции. Через него проходит масса тихоокеанских вод со скоростью 106 – 156 м³/с или 22 - 30 тыс. км³ в год и температурой до +1˚; переносимого ими тепла достаточно, чтобы растопить половину льдов Чукотского моря. Скорость течения в проливе особенно велика к востоку от островов Диомида, где она достигает 150 – 200 см/с и вода эродирует дно. Небольшое противотечение направлено вдоль западного берега пролива на юг. Через пролив в Чукотское море поступает около 100 млн. т взвеси (Свиточ, 2002). Гибралтарский и Баб-эль-Мандебский проливы. В конце миоцена (5,96 млн л. назад) закрылись проливы вдоль передовых прогибов Бетской Кордильеры и Эр-Рифа и одновременно поднялась Гибралтарская дуга. Это привело к полной изоляции Средиземного моря от Атлантического океана и так называемому «мессинскому кризису солености», когда в условиях сухого и жаркого климата его бассейн подвергся почти полному испарению, уровень понизился на несколько километров, море превратилось в цепочку замкнутых солончаковых впадин и накопилась мощная, до 2 км, соленосная толща. Судя по тому, что эта толща насчитывает от 8 до 11 слоев, заполнение котловины и испарение происходили неоднократно. Гидрологические условия в Средиземном море особенно резко изменились 5,61 – 5,55 млн л. назад, когда кризис достиг своего пика и сформировалась Мессинская эрозионная поверхность. Завершающая стадия событий – накопление гипсоносной толщи 5,55 – 5,33 млн л. назад. В начале плиоцена, 5,33 – 4,2 млн л. назад, сформировались отложения, свидетельствующие о восстановлении связей с Атлантическим океаном (Рыбкина, 2015). События, аналогичные мессинским, но хуже изученные, произошли и в Красном море в результате закрытия Баб-эль-Мандебского пролива. В результате здесь также произошло накопление толщи эвапоритов, а подвижные тектонические блоки основания этой толщи оказывают влияние на особенности соляной тектоники. Изъятие большого объема соли понизило общую соленость Атлантического океана, а поступление в него массы воды, ранее находившейся в Средиземном море, привело к повышению уровня на 10 м. Снятие нагрузки водной толщи должно было вызвать изостатическое повышение дна Средиземноморской котловины. В настоящее время под нагрузкой толщи плиоцен-четвертичных отложений мессинская соль выжимается кверху, образуя диапировые структуры и другие проявления соляной тектоники (Живаго, 1994). В районе вала Геродота, южнее Пелопоннесского полуострова, мессинская соль выходит на поверхность дна, и это приводит к развитию настоящих подводных карстовых ландшафтов с воронками, польями, колодцами и другими видами карстовых полостей. Рельеф и начало покровного оледенения. В настоящее время широко распространена точка зрения, в соответствии с которой крупный континентальный массив, оказавшийся в ходе перемещений литосферных плит в приполюсном районе, должен испытать покровное оледенение. Этой точки зрения придерживался К.К. Марков, основываясь на расчетах К. Брукса (Марков, 1963), и многие другие специалисты. Современное положение Антарктиды в приполярном районе служит лучшим доказательством в пользу таких представлений. В среднем понижении температуры поверхности планеты с палеогена на 10º доля Антарктиды составляет 5º - 6º, то есть половину (вторая половина понижения температуры связана с уменьшением содержания углекислого газа, горообразованием и другими причинами, Мягков, 1989). Однако, согласно реконструкциям, материк Антарктиды оказался в районе Южного полюса 80 – 100 млн л. назад, а покровное оледенение на нем стало развиваться на несколько десятков миллионов лет позже. Причины этого запаздывания анализировал С.М. Мягков (1989). Он рассмотрел приведенные в литературе признаки начала оледенения и пришел к следующим выводам. Убедительные свидетельства появления крупного прибрежного оледенения, продуцирующего айсберги, имеются для эоцена (45 – 55 млн л. назад), раннего олигоцена (около 38 млн л. назад); начиная с рубежа олигоцена и миоцена (последних 25 млн лет) айсберговые осадки накапливались непрерывно. Запаздывание начала оледенения по отношению к полярному положению материка связано, как считает С.М. Мягков, с существованием на поверхности Антарктического блока эпиконтинентальных морей, осадки которых обнаруживаются в айсберговом материале (Мягков, 1989). 45 – 55 млн л. назад – время разъединения Антарктиды и Австралии, а 20 – 25 млн л. назад разрушился континентальный мост в районе моря Скотия, открылись «океанские ворота» Западной Антарктики и стало функционировать Циркум-Антарктическое течение Западных ветров – гидродинамический барьер на пути переноса тепла из низких широт в высокие. Корреляция этих событий с айсберговым осадконакоплением указывает на этапы развития оледенения Антарктиды. Есть, однако, некоторые вопросы. Средняя высота современной каменной Антарктиды 410 м. Мощность льда в Восточной Антарктиде составляет от нескольких до 4 тыс. м (Попов и др., 2010). Изостатическое прогибание под нагрузкой ледяного покрова составляет в Западной Антарктиде 300 – 400 м, в Восточной Антарктиде 600 – 700 м (Мягков, 1989). Центральная область материка окаймлена периферическим кольцом неравномерной ледниковой экзарации, происходившей в течение 10 – 20 млн л.; её величину С.М. Мягков оценивает в 500 – 1000 м. Если сложить эти три величины – современную высоту каменного материка, амплитуду изостатического прогибания и величину экзарации – мы получим среднюю высоту материка Антарктиды до начала оледенения. Она равна 1 – 2 тысячам м. Понятно, что эта цифра весьма условна и показывает лишь порядок величин. Тем не менее, современным аналогом такого высокого положения материка может служить Южная и Восточная Африка. Её современная высота связана с действием мантийного плюма, и это дает некоторые основания предположить, что аномальная высота предледниковой Антарктиды тоже была связана с влиянием мантийного плюма – того, который вызвал отделение Австралии от Антарктиды 45 – 55 млн л. назад. В пользу этого предположения говорит то обстоятельство, что покровное оледенение сначала возникло в Восточной Антарктиде, обращенной к спрединговым хребтам Индийского океана. До начала повышения поверхность материка располагалась невысоко, и на ней вполне могли существовать эпиконтинентальные моря, наличие которых предполагает С.М. Мягков (1989). С приведенной выше точкой зрения об обязательности покровного оледенения материка, оказавшегося в полярных широтах, не согласны специалисты, изучающие климаты и оледенения геологического прошлого. Н.А. Ясаманов (1996) главными причинами оледенений считает космические – время прихода и количество поступающей солнечной радиации, а также состав атмосферы – количество парниковых газов и вулканического пепла. Присутствие суши в полярных широтах – условие необходимое, но не достаточное, как и другие факторы. Н.М. Чумаков (2015) главной причиной оледенений считает не полярное положение суши, а развитие надсубдукционного эксплозивного вулканизма, сопровождающегося выбросом в атмосферу больших количеств вулканического пепла и наступлением «ядерных зим». При этом снижается количество поступающей на Землю солнечной радиации. Другой важной причиной является уменьшение содержания в атмосфере углекислого газа. Потепление земной поверхности и деградация покровных ледников связывается с мантийно-плюмовым вулканизмом и поступлением в атмосферу углекислого газа. Большую роль играет иерархия ледниковых событий: гляциоэры – гляциопериоды – гляциоэпохи – более короткие осцилляции разной частоты; иерархически разные события могли иметь различные причины. В частности, на крупные циклы накладывались колебания, связанные с астрономическими циклами – орбитальными, изменениями угла наклона оси и прецессионными (Чумаков, 2015). Денудация материков и гранитизация осадочных толщ. Целостность географической оболочки обеспечивают круговороты вещества и энергии. Важнейший из них связан с денудацией поверхности материков и выносом терригенного материала в океаны, где этот материал становится частью осадочной оболочки Земли. Основные объёмы вещества осадочной оболочки сосредоточены в предматериковых прогибах. Здесь накапливались сносимые с континентов преимущественно терригенные осадки, образуя наклонные равнины материкового подножия. Очевидна роль контрастов рельефа поверхности материков и дна океанов в накоплении мощных, до 8 – 10 км и более, осадочных толщ, которые привлекают повышенное внимание в связи с нефтегазоносностью. В исторической перспективе возможны два пути развития этих толщ осадков. Первый – это существование пассивных окраин, образование залежей углеводородов. Второй – преобразование пассивных окраин в тот или иной вариант активных, поступление тепла снизу и мобилизация запасённой в ходе выветривания и денудации суши тепловой энергии солнечного происхождения (Лебедев, 1957), ультраметаморфизм и гранитизация с образованием линейно вытянутых цепочек батолитов, лежащих в основании почти всех орогенных систем (Анды, Кордильеры, Гималаи, Скандинавские горы и т. д.). Процессы запасания и высвобождения энергии осадочных толщ детально проанализированы С.Я. и В.Я. Сергиными (1993). Второй пример можно проиллюстрировать историей палеозойского океана Япетус – предшественника современной Северной Атлантики; на его месте коллизия континентов привела к образованию каледонид (в том числе Скандинавии) с их цепочками гранитных тел (Хаин, Сеславинский, 1991). Терригенное (а не существенно биогенное, как в открытом океане) осадконакопление обеспечивает химический состав будущих гранитоидов, в частности, наличие в них калия, которого очень мало в океанической коре. Отсюда становится понятным значение денудации на материках и роль глобального рельефа в эволюции планеты. Верхний уровень поверхности литосферы Земли (поверхность континентального блока) в условиях существующего на планете водообмена в фанерозое поддерживает себя через цепочку процессов: денудация на суше – аккумуляция терригенного материала – гранитизация осадочных толщ – образование батолитов – их всплывание и образование гор – «припаивание» к материку новой части континентальной коры – снова денудация на суше. Длительность этих процессов очень велика, от десятков до сотни миллионов лет; они находятся под влиянием многих других факторов. С. П. Горшков (1975, 2007) специально исследовал этот процесс. Он считает, что, поскольку выветривание происходит при активном участии микроорганизмов, таким образом живые существа расширяют площадь более удобных для обитания, чем океан, материков. Рельеф и крупные колебания уровня океана в фанерозое. Традиционная точка зрения считает трансгрессии моря на сушу результатом тектонических опусканий, а регрессии, отступания моря – следствием тектонических поднятий крупных территорий. Поскольку тектонические опускания и поднятия на разных материках и даже в различных частях одного материка не обязательно должны совпадать, представления о так называемых глобальных трансгрессиях и регрессиях не соответствуют действительности (Яншин, 1973). Вместе с тем еще в 60-х годах Г.У. Менард и К. Рассел высказали предположение, что тектоническая активизация, ускорение спрединга и увеличение объема срединных хребтов приводят к уменьшению ёмкости океанических впадин и «выплескиванию» моря на континенты, то есть к трансгрессиям, имеющим глобальный характер (Менард, 1966; Russel, 1968). Глобальный характер должны иметь и повышения уровня моря, связанные с замыканием геосинклинальных областей и превращением морских пространств в сушу. Ослабление тектонических движений, орогенез и поднятие территорий имеют следствием «проседание» срединно-океанических хребтов, увеличение ёмкости океанов и регрессии моря. Если это предположение верно, то глобальные трансгрессии, во-первых, имели место; во-вторых, совпадали с известными тектоно-магматическими циклами – каледонским, герцинским и другими. Возможность проверить это предположение появилась лишь к концу 80-х годов, когда А.Б. Роновым и его коллегами были составлены литолого-палеогеографические карты всех материков (кроме Антарктиды) для всех периодов фанерозоя с детальностью до эпох. Рис. 5. Изменения во времени площади, покрытой морем на платформах (в % от их общей площади; Хаин, Сеславинский, 1991). Платформы: 1 – Австралийская, 2 – Сибирская, 3 – Китайская, 4 – Северо-Американская, 5 – Африканская, 6 – Южно-Американская, 7 – Восточно-Европейская, 8 – все в целом. Для палеозойских платформ такую работу проделал К.Б. Сеславинский (рис. 5). На составленном им графике видно, что для каждого конкретного промежутка времени данные по отдельным платформам плохо согласуются между собой, а обобщенная кривая имеет довольно сглаженный вид. Однако в целом для палеозоя отчетливо выделяются два трансгрессивно-регрессивных ритма: увеличение площади морских отложений в первой половине палеозоя, уменьшение в позднем силуре – раннем девоне, опять увеличение площади во второй половине палеозоя и преобладающее её уменьшение к концу пермского периода. Оба ритма хорошо совпадают с тектоно-магматическими циклами: первый – с каледонским, второй – с герцинским. Небольшие понижения уровня отражают влияние крупных оледенений – раннепалеозойского и гондванского (Сеславинский, 1991; Хаин, Сеславинский, 1991). Рис. 6. Изменение во времени площади платформенных морей и совокупной площади геосинклинальных и орогенных морей (Ронов, 1993). Глобальные данные по площади платформенных, геосинклинальных и орогенных морей представил А.Б. Ронов (1993, рис. 6). На составленном им графике хорошо видна приуроченность увеличения площади морей к тектоническим циклам – каледонскому, герцинскому и альпийскому, а уменьшения площади – к границам этих циклов. Особенно значительный минимум отмечается на границе палеозоя и мезозоя; минимумы отмечаются также в позднем силуре – раннем девоне, раннем мелу и на границе мезозоя и кайнозоя. Еще одна особенность графика – он показывает тренд общего уменьшения площади морей в пределах континентального блока, наглядно демонстрируя процесс «всплывания» континентов. Если учесть, что это происходит на фоне хотя и уменьшившегося со временем, но все же продолжающегося выделения воды из мантии в процессе её дегазации, то есть некоторого увеличения воды на Земле в течение фанерозоя, то истолковать этот процесс можно только как увеличение контрастности глобального рельефа – увеличение относительной высоты континентов и глубины океанов. Поскольку высота континентов определяется мощностью материковой коры, то можно сделать вывод о направленном увеличении этой мощности в течение фанерозоя – в том числе и в результате гранитизации осадочных толщ. На рис. 7 , взятом из работы (Servais et al., 2009), показано сопоставление данных по биотическим кризисам, распаду и сборке суперконтинентов, изменениям уровня моря и площадям тропических шельфов. Это сопоставление показывает особое значение в фанерозойской истории Земли пермо-триасового великого массового вымирания, имевшего беспрецедентные масштабы и изменившего ход эволюции биоты. Подтверждаются выводы А. Фишера (1986), считавшего, что в течение фанерозоя проявились два суперцикла истории Земли: один – палеозойский и другой – мезозойско-кайнозойский. Границей между циклами можно считать образование вегенеровской Пангеи, самый низкий уровень океана и наименьшую площадь тропических шельфов – наиболее благоприятной экологической ниши для морских организмов. Рис.7. Сопоставление данных. Сверху вниз: A) Кривая биоразнообразия морских моллюсков по Сепкоски (Sepkoski, 1981), эколого-эволюционные единицы (кембрийская, палеозойская, современная – Sheehan, 1996), геологические периоды; B) схема образования и распада суперконтинентов в фанерозое (Valentine, Moores, 1972); C) кривая колебаний уровня моря (Miller et al., 2005); D) площадь тропических шельфов по Walker et al., 2002 (Servais et al., 2009). Пространственно-временной континуум геоморфологических систем. В рассмотренных процессах проявляется цикличность разного ранга. Уместно напомнить, что еще в 80-е годы З.А. Сваричевская и Ю.П. Селиверстов выделили 18 циклов развития рельефа, начиная с цикла I порядка продолжительностью 500 – 570 млн. лет и заканчивая годичным циклом (Сваричевская, Селиверстов, 1984). Дальнейшая разработка этой проблемы велась многими исследователями. Упомянем лишь работы В.Е. Хаина (2001), который выделил циклы Вильсона, Бертрана и Штилле и установил определенное соответствие этих циклов геодинамическим системам, выделенным М.А. Гончаровым. Циклы Вильсона (продолжительность порядка 650 млн. лет), включающие сборку и распад суперконтинентов, проявились в фанерозое: сборка Пангеи, завершившаяся в конце палеозоя, сопровождалась развитием океанов, коллизией континентов, трансгрессиями морей и включала два цикла Бертрана (продолжительность 175 – 200 млн. лет) – каледонский и герцинский. С распадом Пангеи и образованием новых океанов начался новый цикл Вильсона; его частью были циклы Бертрана – мезозойский в Тихоокеанском сегменте и альпийский в Индо-Атлантическом. Циклы Г. Штилле соответствуют в общем составленному этим исследователем канону орогенических фаз и имеют периодичность около 30 млн. лет. Как считает Н.Л. Добрецов, с такими интервалами от границы ядро – мантия поднимаются мантийные плюмы, определяющие события на поверхности Земли (Добрецов, 1997; Хаин, 2001). А.И. Рыбкина (2015) обнаружила проявления астрономической цикличности в верхнемиоценовых отложениях Таманского полуострова; по её данным, периоду в 100000 лет (вариации эксцентриситета) соответствует в изученных разрезах накопление 15 м отложений; 41000 (изменение угла наклона земной оси к плоскости её орбиты) – 6-8 м; а периодам 19000, 22000 и 24000 лет (прецессия) – около 3-4 м осадков. Н.М. Чумаков (2006) приводит данные об обнаружении цикла в 100 000 лет в ритмичнослоистых отложениях солей позднего ордовика – раннего силура в Западной Австралии и в ледниковых отложениях позднего ордовика Гондваны (Северной Африке, Южной Америке, Южной и Центральной Европе, Новой Шотландии и других регионах). Давно известна более короткопериодная цикличность, связанная с Солнцем –1850 летний цикл, 11 – летний и другие. На эту цикличность накладываются изменения, обусловленные саморазвитием геоморфологических объектов. Примеры цикличности процессов, связанные с гипергенной изостазией, приводят З.А. Сваричевская и Ю.П. Селиверстов (1984). Изучение размеров геолого-геоморфологических объектов позволило выявить иерархически организованную их совокупность, образующую 18 морфометрических рядов (Пиотровский, 1963; Пиотровский, Пиотровская, 1997). Совпадение количества рядов пространственной иерархичности геоморфологических образований с количеством циклов, выявленных во времени, не случайно и позволяет говорить о наличии в окружающем нас мире пространственно-временного континуума, в котором развиваются геоморфологические системы разного ранга. Заключение. Рассмотренными темами проблема влияния изменений рельефа на развитие географической оболочки, понятно, не исчерпывается. Требует дальнейших исследований связь рельефа и биоты (Мысливец, 2015; Болысов, Мысливец, 2016) и некоторые другие вопросы. Приведенные примеры показывают значение рельефа для реализации основных свойств этой оболочки. По мере развития планеты Земля латеральная и радиальная неоднородность ее поверхности («дискретность») увеличивалась и усложнялась. Общее увеличение морфологической контрастности между континентами и дном океанов, равнинным и горным рельефом определяло возрастание интенсивности круговоротов вещества и энергии («целостность»). Происходило это направленно-циклически, непрерывно-прерывисто; интервалы эволюционных изменений сменялись революционными эпохами («ритмичность, цикличность, квази-цикличность, стохастичность»). Подобные явления отмечаются в органическом мире – смена эволюционного развития массовыми вымираниями разного масштаба и продолжительности. В неорганической природе цикличность разного порядка определяется тектоно-магматической активностью; развитие горного рельефа стимулирует денудацию и поступление биогенных веществ в моря, но повышение уровня моря и деятельность маргинальных фильтров сильно ослабляют эти последствия. Столь же противоречивый характер имеют и другие процессы: крупные материковые оледенения приводят к «вентиляции» глубинных вод, к увеличению поступления веществ в океан (особенно на заключительных этапах их развития), но понижение температур, преобладание физического выветривания над химическим препятствуют этому. Такой же эффект имеют аридизация, образование крупных континентальных озер в синеклизах платформ. В целом можно сказать, что глобальный рельеф формировался под воздействием многих факторов и сам оказывал влияние на них, а через них и на себя. Благодарности. Работа выполнена по теме госзадания АААА-А16-11632810089-5 "Эволюция природной среды, динамика рельефа и геоморфологическая безопасность природопользования" и поддержана РФФИ, проект № 16-05-00819. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ Абдурахманов Г.М., Криволуцкий Д.А., Мяло Е.Г., Огуреева Г.Н. Биогеография. М.: Изд. центр «Академия», 2003. 480 с. Алексеев А.С., Дмитриев В.Ю., Пономаренко А.Г. Эволюция таксономического разнообразия. М.: ГЕОС, 2001. 126 с. Бараш М.С. Причины катастрофических массовых вымираний в фанерозое. Саарбрюккен: LAP Lambert Publishing, 2015. Бернал Д. Происхождение жизни в прибрежной зоне океана//Океанография. М.: Прогресс, 1965. С. 84 – 100. Бирюков В.Ю., Дунаев Н.Н., Мысливец В.И. Древняя речная сеть на шельфе Чукотского моря / XI конгресс ИНКВА. Тез. докл. Т. III. М., 1982. С. 87 – 89. Болысов С.И. Биогенное рельефообразование на суше. Т. 1. Эволюция. М.: ГЕОС, 2006. 270 с. Болысов С.И., Мысливец В.И. Рельеф земной поверхности и биоразнообразие. / Теория и методы современной геоморфологии. Материалы XXXV Пленума Геоморфологической комиссии РАН, Симферополь, 3 – 8 октября 2016 г. Симферополь, 2016. Т. 1. С. 26 – 30. Будыко М.И. Эволюция биосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1981. 488 с. Валентайн Дж. У., Яблонский Д. Видообразование в морском мелководье: общие тенденции и проверка биогеографическими данными / Биосфера: эволюция, пространство, время. М.: Прогресс, 1988. С. 175 – 196. Вернадский В.И. Биосфера // Избр. соч. Т. 5. М.: Изд-во АН СССР, 1960. С. 7 – 104. Воронов А.Г., Дроздов Н.Н., Криволуцкий Д.А., Мяло Е.Г. Биогеография с основами экологии. М.: ИКЦ «Академкнига», 2003. 408 с. Галимов Э. М. Современное состояние проблемы происхождения системы Земля – Луна // Проблемы зарождения и эволюции биосферы. М.: Книжный дом «ЛИБРОКОМ», 2008. С. 213 – 222. Геренчук К.И., Боков В.А., Черванев И.Г. Общее землеведение. - М.: Высшая школа, 1984. 255 с. Гладенков А.Ю., Гладенков Ю.Б. Начало формирования межокеанических связей Пацифики и Арктики через Берингов пролив в неогене // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004. Т. 12. № 2. С. 72 – 89. Горшков С. П. Тектоносфера, экзогенные процессы и живое вещество // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1975.-№ 4.- С. 20 – 34. Горшков С.П. Учение о биосфере. Введение. М.: Географический ф-т МГУ. 2007. 118 с. Добрецов Н.Л. Мантийные суперплюмы как причина главной геологической периодичности и глобальных перестроек // Докл. РАН. 1997. Т. 357. № 6. С. 797 – 800. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан А.В., Курбатова Е.С., Сущевская Н.М., Тетерин Д.Е. Рифтогенные бассейны моря Скотия / Жизнь Земли. Сб. научн. тр. Музея Землеведения МГУ. Вып. 35/36. М.: Изд. Моск. Ун-та, 2014. С. 102 – 123. Дубинин Е..П., Курбатова Е.С. Геоморфология микроконтинентов и погруженных континентальных плато в море Скотия / Теория и методы современной геоморфологии. Мат-лы XXXV Пленума Геоморфологической комиссии РАН. Т. 2. Симферополь, 2016. С. 29 – 33. Дунаев Н.Н. Морфоструктура Берингова пролива / Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 77 – 85. Егоров А.И. Глобальная эволюция торфоугленакопления. Ростов-на-Дону: Изд-во Ростовского ун-та, 1992. 320 с. Живаго А.В. Проявления соляной тектоники в поверхностных слоях донных отложений Средиземного моря. М.: Наука, 1994. 58 с. Зыков Е.А., Гусев Е.А. Погребенная палеодолинная сеть Чукотского шельфа / Проблемы Арктики и Антарктики. 2015. № 3. С. 66 – 76. Калесник С.В. Общие географические закономерности Земли.- М.: «Мысль», 1970. 283 с. Клиге Р.К., Данилов И.Д., Конищев В.Н. История гидросферы. М.: Научный мир, 1998. 368 с. Кожевников Ю.П., Железнов-Чукотский Н.К. Берингия: история и эволюция. М.: Наука, 1995. 383 с. Короновский Н.В., Хаин В.Е., Ясаманов Н.А. Историческая геология. М.: Издат. центр «Академия», 2006. 464 с. Лебедев В. И. Основы энергетического анализа геохимических процессов//Л.: Изд-во ЛГУ, 1957. 344 с. Леонтьев О.К. Физическая география Мирового океана. М.: Изд. Моск. ун-та, 1982. 200 с. Марков К.К. Палеогеография Антарктиды // Антарктика. Вып. 2. 1963. С. 45 – 48. Менард Г.У. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, 1966. 273 с. Мысливец В.И. Планетарная морфосистема Земли и развитие биосферы // Вопросы географии. Сб. 140. Современная геоморфология. М.: Издательский дом «Кодекс». 2015. С. 87 – 101. Мягков С.М. Антарктида: прошлое и будущее оледенения. М.: Изд-во МГУ, 1989. 160 с. Лобковский Л.И., Никишин А.М., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный мир, 2004. 612 с. Панин А.В. Глобальный сток наносов в геологическом прошлом и его антропогенные изменения / Маккавеевские чтения – 2004. – М.: 2005. Панов Д. Г. Общая геоморфология. М.: Высшая школа, 1966. 428 с. Пиотровский В. В. Морфометрический ряд форм рельефа и тектонических структур. / Вопр. географии, сб. 63. М.: Географгиз, 1963. С. 12 – 19. Пиотровский В.В., Пиотровская Е.В. Применение морфометрических рядов и матриц для изучения рельефа и внутреннего строения Земли // Геоморфология. 1997. № 3. С. 35 – 41. Попов С.В., Лейченков Г.Л., Масолов В.Н., Котляков В.М., Москалевский М.Ю. Мощность ледникового покрова и подлёдный рельеф Восточной Антарктиды (результаты исследований по проекту МПГ) / Строение и история развития литосферы. М.: Paulsen, 2010. С. 39 – 48. Романов А. А. Связи птиц с ледниковыми ландшафтами гольцов плато Путорана (Средняя Сибирь) // Вестн. Моск. гос. обл. ун-та. Сер. "Естественные науки". — 2010. — № 3. — С. 122–127. Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 85 с. Ронов А.Б. Стратисфера, или осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1993. 144 с. Рыбкина А.И. Отражение мессинского кризиса солености в строении верхнемиоценовых отложений Восточного Паратетиса (Керченско-Таманский регион). Автореф. на соиск. уч. ст. канд. геол.-минер. наук. М.: МГУ, 2015. 46 с. Салоп Л. И. Геологическое развитие Земли в докембрии. М.: Недра, 1982. 343 с. Свиточ А.А. Четвертичная геология, палеогеография, морской плейстоцен, соляная тектоника. М.: РАСХН, 2002. 650 с. Свиточ А.А., Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Палеогеография. М.: Издат. центр «Академия», 2004. 448 с. Сергин С.Я., Сергин В.Я. Природа глобальных геологических циклов: системный подход.- М.: Наука, 1993.- 123 с. Сеславинский К.Б. Глобальные трансгрессии и регрессии в палеозое // Изв. АН СССР. Сер. геологич. 1991. № 1. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Глобальная эволюция Земли. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1991. 446 с. Тейлор С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М. Мир. 1988. 380 с. Тектоносфера Земли. М.: Наука, 1978. 530 с. Удинцев Г.Б., Шенке Г.В. Очерки геодинамики Западной Антарктики. М.: ГЕОС, 2004. 132 с. Удинцев Г.Б., Береснев А.Ф., Куренцова Н.А., Кольцова А.В., Доморацкая Л.Г., Шенке Г.В., Отт Н., Кёниг М., Иокат В., Бахмутов В.Г., Соловьев В.Д., Левашов С.П., Якимчук Н.А., Корчагин И.Н. Пролив Дрейка и море Скоша – океанские ворота Западной Антарктики / Строение и история развития литосферы. М.: Paulsen, 2010. С. 66 – 90. Фишер А. Два суперцикла фанерозоя / Катастрофы и история Земли: новый униформизм. М.: Мир, 1986. С. 133 – 155. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка, Антарктида и Африка. М.: Недра, 1971. 548 с. Хаин В.Е. Крупномасштабная цикличность, ее возможные причины и общая направленность тектонической истории Земли / Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 403 – 424. Хаин В.Е., Сеславинский К.Б. Историческая геотектоника. Палеозой. М.: Недра, 1991. 398 с. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 416 с. Чернов В.Г. Эволюция псефитонакопления в истории Земли// Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1983. № 3. С.15 – 21. Чумаков Н.М. Раннепалеозойский ледниковый период и биосферные события позднего ордовика / Причинно-следственные связи и факторы глобальных биосферных перестроек в фанерозое. М.: ГЕОС, 2006. С. 25 – 41. Чумаков Н.М. Оледенения Земли. История, стратиграфическое значение и роль в биосфере. Тр. Геологич. ин-та РАН. Вып. 611. М.: ГЕОС, 2015. 160 с. Яншин А.Л. О так называемых мировых трансгрессиях и регрессиях // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1973. Т. 48. Вып. 2. С. 9 – 44. Яншин А.Л. Вероятная эволюция геофизических полей в истории Земли / Эволюция геологических процессов в истории Земли. М.: Наука, 1993. С. 81 – 88. Ярошевский А.А. Граничные условия происхождения гранитного вещества континентальной коры – проблема геохимического баланса процесса гранитообразования / Современные проблемы геологии. Тр. Геологич. ин-та РАН. Вып. 565. М.: Наука, 2004. С. 131 – 141. Ясаманов Н.А. Влияние дрейфа материков на глобальный климат / Жизнь Земли. Строение и эволюция литосферы. М.: Изд-во МГУ, 1996. С. 113 – 121. Barker P.F., Burrel J. The opening of Drake Passage // Mar. Geol., 1977. V. 25. P. 15 – 34. Barthlott W., Lauer W., Placke A. Global distribution of species diversity in vascular plants: towards a world map of phytodiversity. // Erdkunde. 1996. V. 50. P. 317 – 327. Hartmann W. K., Davis D. R. Satellite-sized planetesimals and lunar origin//Icarus.- 1975.- Vol. 24.- P. 504. Miller K.G., Kominz M.A., Browning J.V., Wright J.D., Mountain G.S., Katz M.E., Sugarman P.J., Cramer B.S., Cristie-Blick N., Pekar S.F. The Phanerozoic record of global sea-level change // Science. 2005. V. 310. P. 1293 – 1298. Montes C., Cardona A., Jaramillo C., Pardo A., Silva J.C., Valencia V., Ayala C., Perez-Angel L.C., Rodriguez-Parra L.A., Ramirez V., Nino H. Middle Miocene closure of the Central American Seaway // Science. 2004. Vol. 348. Is. 6231. Pp. 226 – 229. ƠDea A., Lessios H., Coates A.G., Eytan R.I., Restrepo-Moreno S.A. Formation of the Isthmus of Panama // Science Advances 17 Aug 2016: Vol. 2. no. 8. e1600883 DOI: 10.1126/sciadv.1600883. Pickering W. The place of origin of the Moon//Amer. J. Geol.- 1907.- Vol.15.- P. 22 – 31. Russel K.L. Oceanic ridges and eustatic changes in sea level // Nature. 1968. V.218. P.861 – 862. Sepkoski J.J. A factor analytical description of the Phanerozoic marine fossil record // Paleobiology. 1981. V. 7. P. 36 – 53. Servais T., Harper D.A.T., Li J., Munnecke A., Owen A.W., Sheehan P.M. Understanding the Great Ordovician Biodiversification Event (GOBE): Influences of paleogeography, paleoclimate, or paleoecology? // GSA Today. V. 19. № 4/5. 2009. P. 4 – 10. Sheehan P.M. A new look at Ecological Evolutionary Units (EEUs) // Pal., Pal., Pal. 1996. v. 127. P. 21 – 32. Valentine J.W., Moores E.M. Global tectonics and the fossil record // The Journal of Geology. 1972. V. 80. P. 167 – 184. Walker L.J., Wilkinson B.H., Ivany L.C. Continental drift and Phanerozoic carbonate accumulation in shallow-shelf and deep-marine settings // The Journal of Geology. 2002. V. 110. P. 75 – 87. Zhao D. Seismic structure and origin of hotspots and mantle plumes // Earth and Planetary Science Letters. № 192. 2001. P. 251 – 265.

Прикрепленные к НИР результаты

Для прикрепления результата сначала выберете тип результата (статьи, книги, ...). После чего введите несколько символов в поле поиска прикрепляемого результата, затем выберете один из предложенных и нажмите кнопку "Добавить".