8/центр доходів або профіт-центр Олексій Дьомін, директор ТОВ ТПК «Техпром», НовосибірськСлід раз і назавжди відмовитися від ідеї працювати на умовах франчайзингу. Так компанія лише допомагає підприємцям організовувати чужий бізнес, а вони можуть будь-якої миті.

УКРАЇНСЬКИЙ ЦЕНТР ПІД УДАРОМ УКРАЇНСЬКИЙ ЦЕНТР ПІД УДАРОМ 10.10.2012

Центр сили №5 Центр сили №5 Стратегічна гра: ісламський фактор Шаміль Султанов 12.09.2012

ЦЕНТР ЗЛЕДЖЕННЯ - р-н найбільшогоскупчення і найбільшою потужністю. льоду, звідки починається його розтікання. Зазвичай Ц. о. пов'язані з піднесеними, частіше гірськими центрами. Так, Ц. о. фенноскандинавського льодовикового щита були Скандинавські. На території С. Швеції досягав потужних. щонайменше 2-2,5 км. Звідси він поширювався Російською рівниною на кілька тисяч кілометрів до р-ну Дніпропетровська. У плейстоценових льодовикових епох на всіх континентах існувало багато Ц. о., напр., в Європі - Альпійський, Піренейський, Кавказький, Уральський, Новоземельський; в Азії – Таймирський. Путоранський, Верхоянський та ін.

Геологічний словник: у 2-х томах. - М: Надра. За редакцією К. Н. Паффенгольця та ін.. 1978 .

Дивитись що таке "ЦЕНТР ЗЛЕДЖЕННЯ" в інших словниках:

Каракорум (тюрк. чорні кам'яні гори), гірська система в Центральній Азії. Розташовується між Куньлунем на С. і Гандісишанем на Ю. Довжина близько 500 км, разом зі східним продовженням К. хребтами Чангченмо і Пангонг, що переходять в Тибетське ... Велика Радянська Енциклопедія

Енциклопедія Кольєра

Скупчення льоду, які повільно рухаються земною поверхнею. У деяких випадках рух льоду припиняється і утворюється мертвий лід. Багато льодовиків просуваються на деяку відстань до океанів або великих озер, а потім утворюють фронт. Географічна енциклопедія

Михайло Григорович Гросвальд Дата народження: 5 жовтня 1921(1921 10 05) Місце народження: Грозний, Гірська АРСР Дата смерті: 16 грудня 2007(2007 12 16) … Вікіпедія

Обіймають у житті Землі проміжок часу від кінця третинного періоду до моменту, що ми переживаємо. Більшість вчених ділить Ч. період на дві епохи: найдавнішу льодовикову, делювіальну, плейстоцен або постпліоцен, і найновішу, куди відносять. Енциклопедичний словник Ф.А. Брокгауза та І.А. Єфрона

Куньлунь- Схема хребтів Куньлуня. Блакитними цифрами відзначені річки: 1 Яркенд, 2 Каракаш, 3 Юрункаш, 4 Керія, 5 Карамуран, 6 Черчен, 7 Хуанхе. Рожевими цифрами відзначені хребти, див табл.1 Куньлунь, (Куень Лунь) одна з найбільших гірських систем Азії, ... Енциклопедія туриста

Алтай (республіка) Республіка Алтай республіка у складі Російської Федерації(див. Росія), розташована на півдні Західного Сибіру. Площа республіки становить 92,6 тис. кв. км, населення 205,6 тисяч осіб, у містах мешкає 26% населення (2001). У … Географічна енциклопедія

Гори Терскей Ала Тоо в районі с.Тамг … Вікіпедія

Катунський хребет- Катунські Білки Географія Хребет розташований біля південних кордонів Республіки Алтай. Це найвищий хребет Алтаю, центральна частина якого протягом 15 км не опускається нижче 4000 м, а середня висота варіюється в районі 3200 3500 метрів над … Енциклопедія туриста

Жителям Європи та Північної Америкиважко собі уявити, що всього 200–14 тис. років тому (з геологічної точки зору зовсім недавно) потужні льодовикові щити, подібні до антарктичних, неодноразово покривали величезні території. Окремі лопаті льодовикових покривів спускалися у Східній Європі до 49° пн. ш., а Північній Америці - до 38° з. ш. На місці Москви або Чикаго розташовувалися льодовики завтовшки до 1-3 км. Не дивно, що у середині ХIХ ст. відкриття слідів цих заледенінь, що належали до пізньочетвертинної доби і часу появи сучасної людинистало великою науковою сенсацією. Деякі дослідники вважали, що це заледеніння були першими епізодами процесу загального замерзання Землі, декларованого теорією Канта - Лапласа. Інші сумнівалися, що валунні суглинки, які вважалися льодовиковими, справді відкладені льодовиками. Однак детальне вивчення цих відкладень та порівняння їх із відкладеннями сучасних льодовиків підтвердили льодовиковий генезис валунових суглинків (морен), що покривали північні частини Європи та Північної Америки. Було виявлено комплекс діагностичних критеріїв, які дозволяють відрізняти викопні морени (тиліти) від зовні схожих нельодовикових відкладень. Найважливіші ознаки тілітів - принесені здалеку (ератичні) валуни, грановані та штриховані льодовиками; поштриховані або зім'яті в складні складки породи ложа льодовиків (гляціодислокації); морозобійні клини та полігональні ґрунти; камені (дропстоуни), що витаяли з айсбергів, фрагменти морен та ін.

У другій половині ХІХ ст. та на початку XX ст. були виявлені сліди суттєво більш древніх заледенінь: пізньопалеозойських (нині датованих в інтервалі 300-250 млн років тому) і потім докембрійських (750-550 і 2400-2200 млн років тому). Ці відкриття спростували теорію Канта - Лапласа про поступове остигання (аж до четвертинного заледеніння) спочатку гарячої Землі. У XX і початку XIXстоліття були виявлені та вивчені заледеніння в нижньому палеозої (близько 450 млн років тому) і найдавніші – у пізньому археї (близько 2900 млн років тому). Причини, характер та наслідки зледеніння стали популярним предметом наукових дискусій та прогнозів.

Великий інтерес до зледеніння в науках про Землю не випадковий. Клімат – важливий чинник в еволюції зовнішніх оболонок нашої планети, особливо біосфери. Він визначає її термодинамічний стан, регулюючи внутрішній, а частково і зовнішній тепло- та масообмін. Зледеніння - одні з найекстремальніших кліматичних подій. З ними пов'язані багато катастрофічних змін на Землі, які викликали драматично швидкі кількісні та якісні перебудови в біосфері та біоті планети.

Історія заледенінь

Проведені у другій половині ХХ ст. та на початку ХХI ст. Інтенсивні геологічні дослідження на всіх континентах, а також досягнення радіоізотопних, палеонтологічних та хемостратиграфічних методів визначення віку гірських порід дозволили суттєво деталізувати історію та ареали поширення древніх заледенінь на Землі. Упродовж останніх 3 млрд геологічної історіївідбувалося чергування тривалих інтервалів із частими заледеніннями (гляціоер) та інтервалів, у яких їх сліди відсутні (термоер) [ , ]. Гляціоери складаються з льодовикових періодів (гляціоперіодів), що чергуються, а льодовикові періоди, у свою чергу, - з льодовикових і міжльодовикових епох (рис. 1). Деякі дослідники називають гляціоери льодовиковими ( icehouses), а термоери - парниковими ( greenhouses) циклами , або холодними та теплими кліматичними модами .

На сьогоднішній день в найближчій геологічній історії встановлено п'ять гляціоер і чотири термоери, що їх розділяють.

Каапвальська гляціоера(близько 2950-2900 млн років тому). Її сліди виявлено у верхньому археї Південної Африки, на кратоні Каапваал. Вони фіксуються у підгрупі Гавермент у прогині Вітватерсранд та у групі Мозаан у прогині Понгола. У підгрупі Гавермент у формації Коронейшен описуються два горизонти тілітів потужністю близько 30 м, розділених товщею пісковиків і сланців потужністю близько 180 м. Тіліти містять розсіяні грановані та штриховані камені. Їх вік лежить у межах 2914–2970 млн. років. На схід, у верхній частині групи Мозаан, у формації Одвалені спостерігаються чотири пласти тілітів потужністю від 20 до 80 м. Вони містять каміння різного розміру, обкатаності та складу. Деякі з них мають характерні сліди льодовикової абразії, а дропстоуни, розсіяні в сланцях, оточені сингенетичними деформаціями типу структур сплеску.

Пізньоархейська термоера(2900-2400 млн років тому). У цьому інтервалі геологічної історії досі не виявлено льодовикових відкладень, що дає змогу умовно розглядати його як термоеру.

Гуронська гляціоера(2400-2200 млн років тому). Сліди зледеніння цього часу відомі на півдні Канади, на північному узбережжі оз. Гурон. Там, у середній частині Гуронської надгрупи встановлено три льодовикові формації (знизу вгору): Рамзай Лейк, Брюс та Гауганда. Вони розділені потужними нельодовиковими відкладеннями. Гуронський льодовиковий комплекс молодший за 2450 млн років і давніший за 2220 млн років. У штаті Вайомінг, за 2000 км на південний захід від оз. Гурон, льодовикові відкладення, близькі до гуронських, відомі у надгрупі Сноу Пасс. Ймовірно, аналоги гуронських тілітів є також і в районі Шибугамо, на північний схід від оз. Гурон і на захід від Гудзонової затоки. Широке поширення в Північній Америці льодовикових відкладень віком 2200-2450 млн років свідчить про те, що на початку раннього протерозою значна частина стародавнього архейського ядра цього континенту неодноразово піддавалася покривним заледенінням.

У Європі відкладення, подібні до льодовикових, відомі у верхній частині серії серії, яка залягає на архейському Карело-Фінському масиві Балтійського щита. Їх вік оцінюється в 2300-2430 млн. років.

В Африці, в прогину Грикваленд, описується льодовикова формація Макганйєне (раніше називалася Тіллітамі Грикватаун) віком молодше 2415 млн років і давніше 2220 млн років. Вона складена грубошаровими тілітами потужністю до 500 м, які містять ератичні та оброблені льодовиком каміння. В основі тілітів спостерігається льодовикове ложе. Аналоги формації Макганйєн є і в прогині Трансвааль.

У Західній Австралії поширені льодовикові відкладення Метеорайт Боре. Їх вік лежить в інтервалі 2200-2450 млн. років.

Таким чином, у період між 2400 і 2200 млн років тому на чотирьох сучасних континентах Землі неодноразово відбувалися великі заледеніння, що нерідко мали покривний характер. Про це свідчить не лише широке поширення льодовикових порід, а й присутність марино-гляціальних (айсбергових) відкладень. Кореляція ранньопротерозойських льодовикових горизонтів між собою скрутна, і встановити точну кількість заледенінь у ранньому протерозої та їх ранг поки що складно. Передбачається, що в гуронській гляціоері існувало щонайменше три льодовикові періоди, і в кожному з них є сліди кількох підлеглих дискретних подій, які можна кваліфікувати як льодовикові епохи.

Велика льодовикова пауза. Після гуронської гляціоерою почалася тривала термоера. Вона тривала майже 1450 млн років (2200-750 млн років тому). Істотне потепління на Землі настало відразу після завершення гуронської гляціоери. Навіть у тих районах, де фіксувалися сліди заледенінь, клімат швидко змінився теплим та аридним. У низці регіонів стали накопичуватися карбонатні, часто червонокольорові та строматолітові відкладення з численними включеннями псевдоморфозу по гіпсу, ангідриту та кам'яної солі. В Австралії, Росії (Карелії) та США подібні породи виявлені у відкладеннях віком 2100-2250 млн років. У Карелії з'являються характерні для спекотного клімату червоноцвіті карбонатні породи та кірки типу каличе, калькретів та силькретів, а також порожнечі від вилуговування кристалів гіпсу. Вище, у свиті Туломозеро віком близько 2100 млн, свердловиною розкрито товщу кам'яної солі потужністю 194 м. Вона перекривається трисотметровою пачкою ангідритів та магнезитів. Численні сліди аридної седиментації фіксуються і в молодших відкладеннях протерозою, аж до середини верхнього рифею (близько 770 млн років).

Публікації про сліди заледенінь під час Великої льодовикової паузи рідкісні і викликають сумніви, оскільки містять типових, а тим паче прямих ознак льодовикових порід і мають суто локальне поширення.

Африканська гляціоера(750-540 млн років тому). Її відкладення збереглися у багатьох регіонах Землі, але особливо повно представлені Африці. Вони вивчені досить докладно, що дозволяє виділити у її складі шість гляціоперіодів.

Гляціоперіод Кайгас. Перше заледеніння африканської гляціоери - Кайгас - відбулося близько 754 млн років тому. Південній Африці. Дещо пізніше, 746 млн років тому, настало заледеніння Чуос. Ці два близьких за віком і місцезнаходженням льодовикових епізоду слід, мабуть, включити в один льодовиковий період, залишивши за ним традиційну назву Кайгас. Його породи представлені марино-гляціальними та льодовиковими річковими (флювіогляціальними) відкладами, в яких місцями зустрічаються залізорудні горизонти. Передбачалося, що заледеніння Кайгас мало регіональний характер. Однак зараз сліди приблизно одновікового заледеніння встановлені і в Центральній Африці (Великий конгломерат Катанги віком 735-765 млн років). Значний ареал поширення та присутність марино-гляціальних відкладень свідчить, що льодовики цього періоду були локальними, а висувалися широким фронтом на континентальний шельф.

У Бразилії карбонатні відкладення в основі серії Бамбуї датовані 740 млн років, і льодовикові відкладення формації Макаубас, що підстилають їх, також можна віднести до гляціоперіоду Кайгас.

Гляціоперіод Репітенскладається з відкладень груп Репітен у горах Макензі (Канада) та Гхубрах (Оман), нижнього тіліту почту Покателло (США, штат Айдахо) і, можливо, також почту Чученг-Чанган (Південний Китай), що сформувалися 723-710 млн років тому. З відкладеннями цього гляціоперіоду в Канаді та деяких інших регіонах пов'язані великі поклади залізняку.

Гляціоперіод Стертпредставлений підсерією Юднамонтану у Південній Австралії. У ній розрізняють як мінімум два льодовикові епізоди. Перший пов'язаний з Тілліт Пуалко, відокремленим від другого льодовикового епізоду Вілієрпа незгодою і товщею теригенних, іноді залізорудних порід і пачкою доломітів. В Австралії стертівські відкладення безпосередньо перекриваються доломітами та чорними сланцями віком 660 млн. років. Від стертівських зледенінь збереглися марино-гляціальні відкладення, які свідчать про їх покривний характер. Не виключено, що частина недостатньо вивчених порід баллаганахської серії Патомського нагір'я, схожих на льодовикові відкладення, також належать до гляціоперіоду. У Киргизії з ним пов'язані дуже великі поклади залізняку.

Гляціоперіод Маріновключає групу заледенінь, що відбулися близько 640-630 млн. років тому (на початку вендської системи). У типовому розрізі Південної Австралії він представлений підсерією Єреліна, будова якої свідчить про триразову зміну льодовикових та міжльодовикових обстановок у відкритому басейні. Починався і закінчувався гляціоперіод Марино поступово - льодовим розносом, про що свідчать сланці, що містять розсіяні гальки. Припущення, що заледеніння Марино почалося майже раптово (близько 650 млн. років тому), було безперервним і раптово закінчилося (635 млн. років тому), позбавлене підстав. Даний висновок виходить з гіпотетичних уявлень про безперервні тотальні зледеніння Землі, що охоплювали всі континенти та океани (гіпотеза snowball Earth). Ця гіпотеза суперечить характеру типових розрізів Марино, Стерт, Репитен та інших зіставних із нею відкладень, і навіть свідченням збереження циклу загального водообміну Землі на той час.

Льодовикові відкладення гляціоперіода Марино відомі у багатьох регіонах Землі: на Патомському нагір'ї (рис. 2) та Алданському щиті (рис. 3) Середнього Сибіру, ​​у Киргизії, Китаї, Омані, горах Макензі у Канаді, у Північній Африці та Південній Америці. У їх розрізах виділяються кілька епізодів, які можуть розглядатися як гляціоепохи.

Гляціоперіод Гаск'є.Його льодовикові відкладення віком 584-582 млн років встановлені на півдні Ньюфаундленд. У Північній Америці їх ймовірні аналоги - відкладення формації Сквантум та Факір.

На Середньому Уралі для льодовикових утворень, які корелюють із відкладеннями Гаск'є, визначено віковий інтервал 567–598 млн. років. Деякі інші льодовикові товщі відносять до даного гляціоперіоду на підставі далеких стратиграфічних кореляцій (формація Мортенснес на півночі Норвегії та ін) або зовсім бездоказово, тільки за їх стратиграфічним положенням у розрізах, розташованих вище відкладень Маріно (наприклад, формації Халканчоуг і Лочуань) Азул у Бразилії). Насправді, як буде показано далі, багато з них належать молодшому байконурському гляціогоризонту.

Гляціоперіод Байконур. Це заледеніння відбулося безпосередньо перед немакіт-далдинським століттям, що завершує вендський період пізнього докембрію (547-542 млн років тому). Його відкладення включають байконурську почту Середньої Азії, базальну частину забитої почту Східного Саяна, формації Ханкалчоуг хребта Куругтаг, Хонгтієгоу Цайдама, Женгмугуан гір Хелан-Шан, Лочуань та її аналоги в Китаї. До гляціоперіоду Байконур можна віднести і тіліти докембрійських масивів. Центральної Європи(молодше 570 і давніше 540 млн років), тріаду серії Пурпур де Ахнет Ахаггара (535-560 млн років), підсвіту Вінгербрік (545-595 млн років) і нижню частину почту Номтсас групи Нама Намібії (539-543 млн).

Головний льодовиковий епізод цього гляціоперіоду стався поблизу нижньої межі немакіт-далдинського століття, близько 542 млн. років тому. Його значення підкреслюється стратиграфічною перервою та великим негативним екскурсом δ 13 С на підставі відкладень немакіт-далдинського ярусу. Власне байконурському епізоду і, ймовірно, близькому за віком заледеніння Номтсас у Намібії передував льодовиковий епізод Вінгербрік (545 млн. років тому), а також нещодавно описаний епізод Хонгтієгоу в Цайдамі. Фоссилії, знайдені нижче і вище свити Хонгтієгоу, говорять про близькість її віку середньої частини венда.

Ранньопалеозойська термоера(540-440 млн років тому). Протягом кембрію та більшої частини ордовика слідів заледенінь не виявлено. Даний часовий інтервал, незважаючи на те, що великі масиви гондванської суші перебували у високих південних широтах, характеризувався численними ознаками теплого та аридного клімату. На той час були широко поширені карбонатні відкладення (у тому числі рифи) та солорідні басейни. Нерідко зустрічалися червоноцвіті карбонатні породи та каолінітові глини. Тоді (за винятком кембрію) фауністична різноманітність морської біоти швидко зростала, особливо в середньому ордовику та на початку пізнього. Цей час часто називається Великою ордовицькою подією біодиверсифікації. Таким чином, відрізок геологічної історії від початку кембрію до початку пізнього ордовика вважається термоерою, яка тривала близько 100 млн років.

Гондванська гляціоера(440-260 млн років тому). Дані заледеніння переважно пов'язані з Гондванським мегаконтинентом. Тут виділяються п'ять гляціоперіодів.

Раннепалеозойський гляціоперіод.Перші порівняно невеликі зледеніння в ранньому палеозої відбулися, очевидно, на початку або в середині катійського століття (карадоке), а останні достовірно встановлені сліди зледеніння цього гляціоперіоду відносяться до позднелландоверійського - ранньовенлокського часу. Таким чином, ранньопалеозойський льодовиковий період тривав близько 20 млн. років. Він поділяється на три гляціоепохи: початкову - катійську, головну - хірнантську і заключну - лландоверійсько-венлокську.

Катійська гляціоепоха.Дані про те, що ордовицькі зледеніння почалися ще в карадоку, з'являлися неодноразово. На сході Північної Америки (у Новій Шотландії), поблизу покрівлі почту Галіфакс відома пачка метатилітів з еротичними, гранованими, штрихованими і айсберговими каменями. Вищележача почет Уайт-Рок містить кілька карадокської чи, можливо, трохи молодшої фауни. Упевненіше вік встановлюється для марино-гляціальних відкладень Гандер-Бей північно-східної частини Ньюфаундленду, які безпосередньо перекриваються карадокськими граптолітовими сланцями. На півдні Африки, у групі Столової Гори відомі два льодовикові горизонти в свиті Пакхуїс, природа яких підтверджується наявністю штрихованих і гранованих каменів, льодовикового ложа, гляціодислокацій, морозобійних клинів та полігональних ґрунтів. Вік їх, найімовірніше, - катійський. Фауна, характерна для пізнішого хірнантія, знайдена у відкладах, що покривають тіліти. У породах, що підстилають почет Пакхуїс, виявлено більш древній тіліт Хангклін. Його вік за рідкісною фауною і опосередковано, за швидкістю опадонакопичення, оцінений як карадокський. Деякі дослідники вважають, що в катійському ярусі відбулося не менше трьох зледенінь.

Хірнантська гляціоепоха.У цю епоху ранньопалеозойське заледеніння досягло максимальних розмірів(Рис. 4). Його природа та вік особливо добре встановлюються у Північній Африці та Аравії – класичних областях його розвитку. Тут у найповніших розрізах хірнантія фіксується щонайменше п'ять льодовикових епізодів, сумарна тривалість яких оцінюється в 1,4±1,4 млн років. Згідно з деякими оцінками, зробленими за гляціоевстатічними коливаннями (коливання рівня світового океану, викликані утворенням та танням льодовиків), хірнантський покрив охоплював всю Африку, Аравію, Туреччину, а також велику область центральної частини Південної Америки. У передгір'ях Анд нижньопалеозойські льодовикові відкладення простягаються майже безперервним поясом від Еквадору до Аргентини. Безпосередньо над тілітами виявлено фауну верхньої зони хірнантія.

Лландоверійсько-венлокська гляціоепоха.Нижньопалеозойські льодовикові відкладення відомі в Амазонській западині, в середній частині вони містять фауну раннього лландовері (у тому числі граптоліти). Верхню частину даного розрізу тому слід відносити до нижнього силуру, починаючи з лландовірі. У південно-західній частині Болівії та на великій території прилеглих районів Перу та Аргентини поширена марино-гляціальна оточення Канканірі (Тілліти Запла). Вона складена масивними, шаруватими або градаційно-шаруватими тілітами, які містять ератичні та штриховані камені та валуни діаметром до 150 см. У них виявлені середньо- та пізньолландоверійські та ранньовенлокські копалини.

Пізньодевонський - ранньокарбоновий гляціоперіодпочався наприкінці фамена. На півночі Бразилії у фаменському ярусі та нижньому карбоні збереглися сліди трьох льодовикових епізодів. Сліди верхньофаменського зледеніння знайдені і в США, на північному сході Аппалачського пояса.

Більшість дослідників схиляється до того, що пізньодевонські - ранньокарбонові заледеніння мали в основному передгірський характер. Однак той факт, що у відкладах присутні басейнові та флювіогляційні фації, вказує на поширення льодовиків у рівнини, а іноді й на узбережжя великих басейнів, Що можливе лише при дуже значному заледеніння. Про це говорять і льодовикові відкладення пізньодевонського – ранньокарбонового віку на півночі Бразилії, які накопичувалися у великих платформних басейнах середніх широт.

Середньокарбоновий гляціоперіод.Його відкладення поширені значно ширше та встановлені у західній, східній та північній частинах Гондвани. Судячи з добре вивчених розрізів східної частини Австралії, які датовані радіоізотопними та біостратиграфічними методами, середньокарбоновий льодовиковий період розпочався в середині серпухівського століття і закінчився наприкінці московського. Тут встановлюється чотири епізоди. Тривалість кожного з них становить від 1 до 5 млн. років. Епізоди розділені інтервалами тривалістю приблизно 2-3 млн. років, у яких відсутні сліди заледенінь. Всі ці епізоди можна кваліфікувати як льодовикові та міжльодовикові епохи.

Ранньопермський гляціоперіод -максимальний у гондванській гляціоері. Він почався, певне, наприкінці гжельського століття, а закінчився на початку артинського. У ньому виділяються два льодовикові епізоди. За межами Австралії відкладення ранньопермського льодовикового періоду поширені на величезній території – від західної до східної частини Гондвани (рис. 5).

Пізньопермський гляціоперіодзавершив гондванську гляціоеру. Його відкладення мають обмежене поширення. У східних областяхАвстралії він включає два льодовикові епізоди. Перший, що охоплював кінець кунгурського століття і частина казанського, представлений дистальними льодовиковими айсберговими фаціями. Другий, що охоплював верхню частину ярусу Вордіан та ярус Кепітаніан (середня частина татарського ярусу), також складений айсберговими відкладами. Пізньопермське заледеніння виявилося і на північному сході Азії. У Верхоянській складчастій зоні широко поширені верхньопермські тилоїди (тиллітоподібні несортовані та неслоїсті грубоуламкові породи). У ряді розрізів вони містять ознаки льодовикового походження: дропстоуни, тилові пелети, грановані та штриховані камені.

Мезозойсько-палеогенова термоера(250-35 млн років тому). Тривалі кліматичні пертурбації гондванської гляціоери змінилися теплим мезозойським кліматом.

Глобальні кліматичні реконструкції, засновані на комплексі індикаторів, показали, що всі високі та середні широти обох півкуль Землі у мезозої перебували у помірних та теплих вологих кліматичних зонах. Іноді у високих широтах виникали сезонні льоди, що свідчать рідкісні знахідки дропстоунів. Але, оскільки і територіальне, і стратиграфічне поширення льодів було незначним, можна вважати, що середньорічні температури у високих широтах були значно вищими, ніж нині. У низьких широтах переважав аридний клімат, а вологі екваторіальні зони з'явилися лише у другій половині крейди.

Протягом мезозою іноді відбувалися досить значні перебудови кліматичної зональності, проте ці зміни обмежувалися областю позитивних температур. Прямих свідчень мезозойських зледенінь не знайдено, за винятком одного випадку в Південній Австралії, де в єдиному оголенні берріас-валанжинських порід зустрівся Тілліт Лівінгстон потужністю до 2 м2. Судячи з обмеженого поширення, це суто локальна освіта. До «можливих тілітів» іноді зараховували конгломерати, брекчії та несортовані галькові сланці, а до льодовикових умов відносили сезонне замерзання водойм та річок.

Незважаючи на відсутність прямих доказів існування мезозойських заледенінь, Останніми рокамивиникла гіпотеза cold snabs. Вона передбачає неодноразове повторення в мезозої дуже коротких льодовикових епізодів, які виявлялися лише у високих широтах і призводили до невеликих полярних зледенінь, що становили близько однієї третини сучасних полярних шапок.

Ця гіпотеза цілком ґрунтується на непрямих ознаках. По-перше, на швидких коливаннях рівня моря «другого та третього порядків», яким приписується гляціоевстатична природа, якщо вони супроводжувалися підвищенням 18 Про в опадів. Однак зниження рівня моря будь-якого походження через збільшення альбедо планети призводить до деяких похолодань і підвищення δ 18 Про в осадах.

По-друге, підтвердженням цієї гіпотези вважається присутність у деяких відкладах середньої юри та крейди дропстоунів. У мезозої вони поширені головним чином високих палеоширотах і мають різне походження. Найчастіше зустрічаються і згадуються камені, рознесені сезонними льодами. Нині вони регулярно формуються у морях, озерах та річках помірного кліматичного поясу, до 45° з. ш. Ці широти характеризуються позитивними середньорічними температурами. Жодних заледенінь (за винятком гірських) там немає. Крім того, дропстоуни можуть мати біогенне походження і не повинні бути доказом зледеніння.

Третій аргумент на користь гіпотези cold snabs- широке поширення в мезозойських відкладеннях глендонітів - біломорської рогульки (СаСО 3 · 6Н 2 Про). Однак нині ці утворення постійно зустрічаються у холодних басейнах високих та середніх широт. Їхня присутність вказує на помірно-холодний клімат, а не на заледеніння.

Окрім згадуваного відслонення тілітів в Австралії, ні на одному з континентів Землі, ні на островах Арктики слідів мезозойських льодовикових відкладень не знайдено. Нерідко передбачається, що центри заледенінь приховані під сучасним антарктичним льодовиковим покривом. Але такі висновки не підтверджуються детальними дослідженнями викопної рослинності на узбережжі Антарктиди. Наприклад, вивчення пізньоальбського лісу поблизу основи Антарктичного півострова показало, що ліс там був середньої густоти, складався переважно з цілих зелених широколистяних хвойних дерев і мав подібність із сучасними вологими помірними лісами півдня Нової Зеландії.

Мезозойські температури глибинних вод у південних високих широтах, отримані (δ 13 O-методом) по бентосним форамініферам, у юрі та крейді коливалися від 5 до 11°С, що дозволяє зробити висновок про відсутність у мезозої психросфери (шару води на дні океану) близько 4°C, завтовшки кілька сотень метрів). Нагадаємо, що зараз температура глибинних вод у високих південних широтах становить –1,5 - +0,5°С. Наведені дані свідчать про те, що Антарктида в мезозої не піддавалася заледенінням. Цей висновок узгоджується з результатами найбільш реалістичних комп'ютерних моделей. Останні показують, що якщо якісь мезозойські заледеніння в Антарктиді й траплялися, то мали гірський або дуже ефемерний характер.

Ще суперечливіше припускати присутність мезозойських льодовикових покривів у високих широтах Північної півкулі. Мезозойські відкладення там поширені, добре вивчені і містять ніяких слідів льодовикових відкладень. Однак, виходячи з гіпотези cold snabsДеякі автори, спираючись лише на абстрактне геохімічне та кліматичне моделювання, склали палеокліматичну реконструкцію для середньо-верхньоюрського прикордонного інтервалу Північної півкулі. Вони реконструювали величезний льодовиковий щит, який лише трохи поступається за розмірами Антарктиді. Його потужність перевищувала 5 км і простягався на 4000 км - від Чукотки до західного краю Сибірської платформи. Передбачуваний щит мав залишити сліди свого існування у багатьох великих прогинів, виконаних континентальними і морськими юрськими відкладеннями (зокрема відкладами середнього і верхнього відділів юрської системи). Проте жодних слідів юрських льодовикових відкладень там досі не виявлено. У деяких розрізах зустрічаються глендоніти та рідкісні уламки – сліди рознесення сезонними льодами. Це не дивно. Згідно з палеомагнітними даними, регіон розташовувався на той час у високих заполярних широтах. Реконструкція величезного льодовикового щита північному сході Азії спростовується і геологічними фактами. Результати цього моделювання абсолютно абсурдні. Його автори керувалися виключно абстрактними міркуваннями та розрахунками, повністю ігноруючи наявні геологічні дані. Такий підхід - приклад перетворення цінного методу палеокліматичних реконструкцій на комп'ютерні ігри. На жаль, він суттєво дискредитує методи моделювання палеоклімату взагалі.

Антарктична гляціоера(35 млн років тому - нині), в якій ми живемо, почалася в пізньому кайнозої. Її історія та, звісно, ​​історія поточного четвертинного періоду інтенсивно вивчаються протягом останніх десятиліть. цій темі присвячена величезна література [ , ]. Тут ми обмежимося лише коротким перерахуванням головних подій антарктичної гляціоери.

На початку кайнозою, в палеоцені та еоцені клімат Землі (як і в мезозої) залишався безльодовиковим. Особливо теплим був кінець палеоцену та початок еоцену. У цьому інтервалі Землі відзначалося кілька температурних максимумів. Серед них виділяються ранньо- та середньоеоценові оптимуми. У другій половині еоцену почалося похолодання і з'явилися перші сліди льодового або льодовикового розносу в Південному океані. Одночасно посилилося сезонне льодове рознесення в Арктиці. Очевидно, у високогірних районах Антарктиди тоді зароджувалися гірські льодовики, мови яких місцями (наприклад, у затоці Прюдос) досягали моря. Континентальний льодовиковий покрив, порівнянний із сучасним, утворився у Східній Антарктиді на самому початку олігоцену, близько 34 млн років тому. Незабаром льодовики досягли брівки шельфу. Наприкінці олігоцену і на початку міоцену відбулося деяке потепління, що супроводжувалося суттєвими коливаннями клімату та обсягом льодовикового щита. За даними моделювання, обсяг Східно-Антарктичного льодовикового щита на той час іноді скорочувався до 25% від його сучасного розміру. Швидше за все тоді і виникли шельфові льодовики Роне і Росса. У пізньому міоцені знову сталося сильне похолодання. Льодовиковий щит знову досяг континентальних розмірів. Короткочасне потепління, подібне до сучасного, відбулося в середньому пліоцені 3,3–3,15 млн років тому. З ним, можливо, пов'язано майже повне зникнення Західно-Антарктичного щита.

Пізній пліоцен та четвертинний період характеризувалися швидким прогресивним похолоданням. Одночасно почалося континентальне заледеніння у Північній півкулі. Льодовикові покриви 2,74-2,54 млн років тому виникли на півночі Євразії та на Алясці. Посилилося сезонне льодове рознесення теригенного матеріалу в Арктичному океані. Це похолодання призвело до розростання льодовикового покриву Антарктиди, який 20–11 тис. років тому досяг брівки шельфу та континентального схилу материка. У льодовикові максимуми льодовики Євразії та Північної Америки поширювалися до середніх широт.

Загалом, протягом пізнього кайнозою можна намітити три головні льодовикові максимуми: в олігоцені, наприкінці міоцену і наприкінці пліоцену - квартері. Можливо, їх слід розглядати як окремі льодовикові гляціоперіоди.

Всі льодовикові події пізнього кайнозою і в Антарктиді, і в Північній півкулі ускладнювалися цілим спектром коротших квазіперіодичних кліматичних коливань різної амплітуди та знаку. Вони іноді (дуже умовно) називаються льодовиковими та міжльодовиковими. Судячи з періодичності, причиною льодовикових осциляцій стали коливання сонячної інсоляції. Останні зумовлювалися накладенням коливань різної тривалості, пов'язаних із варіаціями ексцентриситету орбіти Землі, кута нахилу земної осі та її прецесії. У сумі ці варіації дали складну картину з групами циклів, що переважають за амплітудою, в інтервалах 19-24 тис. років (прецесійні), 39-41 тис. років (обумовлені нахилом земної осі), 95-131 і 405 тис. років (орбітальні). Найкоротші з цих циклів (приблизно відповідні циклам Міланковича) визначали чергування у пізньому пліоцені та плейстоцені льодовиків і міжльодовиків. У відкладеннях, пробурених на льодовиковому шельфі Росса, в останні 4 млн років налічується 32 льодовикових - міжльодовикові цикли із середньою тривалістю 125 тис. років. У Східній Європі з початку плейстоцену до початку голоцену зафіксовано 15 льодовикових епізодів.

У міоцені переважали кліматичні коливання переважно прецесійної природи, з періодами 19-21 тис. років, а з початком заледенінь у Північній півкулі стали домінувати коливання, що тривали 41 і 125 тис. років, пов'язані зі змінами нахилу осі та орбіти Землі.

Загальний характер зледенінь

Перше, що привертає увагу при погляді на рис. 1, це виразне збільшення кількості та щільності заледенінь протягом останніх 3 млрд років. Цей факт важко пояснити слабкішою вивченістю давніх відкладень. У другій половині ХХ ст., особливо, в часи холодної війни, у зв'язку з гонитвою за стратегічною сировиною було проведено геологічне картування майже всіх ділянок нашої планети (навіть слабо розвинених країн та важкодоступних регіонів), складених стародавніми породами. Згодом у них було відкрито численні родовища різних корисних копалин. При подібних дослідженнях важко було б пропустити льодовикові відкладення, які зазвичай утворюють великі тіла, служать стратиграфічними маркерами, мають регіональне поширення і привертають увагу геологів своїм неординарним виглядом і походженням. Крім того, збільшення частоти заледенінь спостерігається і протягом детально вивченого пізнього докембрію та всього фанерозою. Можна припустити, що таке збільшення з часом пов'язане з ослабленням мантійного вулканізму та прогресивним розвитком біосфери.

Гляціоери різного віку мають певну схожість. По-перше, ті гляціоери, які, вдається датувати, близькі між собою за тривалістю (гуронська – близько 200 млн років, африканська – 210 млн років, гондванська – 190 млн років). По-друге, вони подібні до структури. Усі гляціоери складаються з 3-6 дискретних льодовикових періодів тривалістю від кількох мільйонів до кількох десятків мільйонів років.

У осяжної історіїЗемлі налічується щонайменше 20 льодовикових періодів. Усі вони, своєю чергою, складалися з дискретних льодовикових подій, які можна кваліфікувати як льодовикові епохи. Детальне вивчення ізотопів кисню в пізньому кайнозої та частково палеозої показало, що гляціоепохи ускладнювалися суттєвими кліматичними коливаннями з періодами від 400–500 тис. до 20 тис. років.

Гляціоери мали схожість не лише за структурою, а й за своєю загальною динамікою. Вони, як правило, починалися з коротких регіональних льодовикових періодів, які, збільшуючись у розмірах та інтенсивності, досягали у другій половині гляціоери максимальних (зазвичай міжконтинентальних) масштабів, поширюючись у середні, а часом, можливо, й у низькі широти. Потім заледеніння швидко деградували. Плейстоценове заледеніння було, очевидно, максимальним у пізньокайнозойській гляціоері. Можна припустити, що за голоценовим потеплінням (якщо не втрутиться людина) має настати нове невелике заледеніння.

Між докембрійськими і фанерозойськими заледеніннями відзначаються як риси подібності, а й певні відмінності. По-перше, окремі докембрійські заледеніння мали, мабуть, ширше поширення, ніж найбільші фанерозойські. По-друге, з докембрійськими і фанерозойськими заледеніннями пов'язані протилежні за знаком аномалії 13 C карб (негативні в докембрії і позитивні у фанерозої). Нарешті, багато неопротерозойських заледенінь змінювалися відкладенням пачок характерних тонкошарових доломітів. Перелічені відмінності докембрійських та фанерозойських заледенінь дуже суттєві для з'ясування причин їхнього наступу. Однак переконливого пояснення цих фактів досі не знайдено.

Можливі причини заледенінь

Причини заледенінь досі служать предметом численних гіпотез, що конкурують і взаємовиключають, які стосуються широкого спектру процесів - від міжгалактичних до мікробіотичних. Зараз багато дослідників схиляються до думки, що заледеніння викликалися взаємодією кількох геодинамічних, геохімічних та біотичних процесів. Пізньоархейські та ранньопротерозойські заледеніння, мабуть, пов'язані з появою фототрофних організмів та з первинною оксигенізацією атмосфери. У неопротерозої та фанерозії провідною причиною великих кліматичних коливань (у тому числі й появи гляціоер) були, швидше за все, геодинамічні процеси та особливий характер вулканізму. Судячи з добре вивченого останнього відрізку геологічної історії, на вершинах мантійно-плюмового вулканізму підвищувався вміст парникових газів в атмосфері, що призводило до потеплінь. Посилене поглинання СО 2 фототрофними організмами, з подальшим похованням його у вигляді вугілля, ґрунтів, карбонатних і багатих органікою мулів, а крім того, інтенсивне поглинання СО 2 при вивітрюванні силікатів, винесення його в океан та осадження вуглецю у вигляді карбонатів також могло викликати потепління. Одночасно відбувалося підвищення вмісту кисню в атмосфері та окислення метану. Ці процеси, що знижували вміст парникових газів у атмосфері, вели до похолодання. Якщо вони збігалися з інтенсивним опусканням земної кори в мантію в зонах субдукції і пов'язаним з нею вапняно-лужним експлозивним вулканізмом, то відбувалося подальше охолодження Землі в результаті додаткового вилучення вуглецю з біосфери і поховання його в мантії. Засмічення стратосфери продуктами експлозивного вулканізму знижувало прозорість атмосфери. В результаті накладання цих процесів тепловий баланс біосфери знижувався і відбувалися похолодання та заледеніння. На ці головні кліматичні цикли, зумовлені геодинамічними процесами та характером вулканізму, накладалися згадані вище астрономічні цикли.

Роль заледенінь у біосфері

Клімат давно вважався одним із двигунів еволюційних процесів. Зокрема зазначалося, що з термоерами пов'язане зростання біорізноманіття та відносна таксономічна стабільність біоти, а з заледеніннями, навпаки, – вимирання та подальше оновлення біоти. Проте механізми такого поновлення докладно не розглядалися. Сучасні дані щодо заледеніння дозволяють зробити деякі висновки з даної проблеми. Багатоступінчаста ієрархія льодовикових подій (гляціоери → гляціоперіоди → гляціоепохи → більш короткі осциляції різної частоти) створювала безперервний ряд біосферних криз. Кліматичні процеси, відрізняючись високою швидкістю та різною частотою, викликали перебудови різного масштабу у всіх підсистемах біосфери (рис. 6).

У тропосфері заледеніння зумовлювали зниження температури, скорочення влагопереносу, перебудову та посилення систем циркуляції. Під час зледеніння знижувалася середня температура Землі (не менше ніж на 5°С).

У гідросфері виникали шельфові льодовики та багаторічні льодові покриви, знижувалися температура та рівень океану. Це призводило до виникнення психросфери, температурного геохімічного та газового розшарування водних мас та зміни системи циркуляції в океані. На континентах осушалися шельфи та епіконтинентальні басейни за межами зон заледенінь, змінювався характер і відбувалося зміщення кліматичних, біогеографічних та ґрунтових поясів, знижувався базис ерозії, посилювався твердий та послаблювався розчинний стік із суші. У земної коривідзначалися неодноразові гляціоевстатичні та ізостатичні опускання та підняття.

Екологічні та біотичні кризи, пов'язані з усіма цими перебудовами, призводили до вимирання та міграції організмів. Зберігалося кілька стійких до нових умов видів, а виникнення нових у кризових умовах сповільнювалося. Відбувалася ніби стагнація біоти. У той же час звільнення значної частини старих і виникнення нових екологічних ніш вело до диверсифікації організмів, що збереглися. Безперервні та сильні стреси під час каскаду екологічних криз викликали в організмах гіпермутації та, як наслідок, утворення нових форм. Відбір їх стійких організмів призводив до виникнення біоновацій. Поява нових і диверсифікація форм, що пережили кризи, у свою чергу, породжували незворотні екологічні та більш загальні біосферні перебудови. Вони сприяли еволюційним процесам у біосфері загалом та у біоті зокрема. Таким чином, між швидкістю абіотичних та біотичних процесів виникав тісний зв'язок.

З гуронської гляціоери почалися широке поширення ціанофітів та первинна оксигенізація океану та атмосфери. Протягом раннього протерозою та більшої частини рифею еволюційні процеси відбувалися головним чином на молекулярному та клітинному рівні. Завершилися вони в пізньому рифеї масової еукаріотизації біоти, яка стала передумовою для бурхливих біосферних і біотичних подій африканської гляціоери.

Внаслідок багаторазового повторення зледенінь різного масштабу та пов'язаних з ними екологічних криз африканська гляціоера характеризувалася цілим рядом еволюційних імпульсів, які прискорювали біологічну еволюціюв цілому. На той час у результаті серії заледенінь відбулося формування нової фанерозойської біоти та біосфери Землі. Рідкісні залишки анелідоморф та панцирних амеб з'явилися у розрізі верхньорифейських відкладень після перших трьох неопротерозойських заледенінь. У відкладах, що покривають вендські тіліти Нантоу (стратиграфічний аналог тілітів Маріно), знайдені перші макроскопічні водорості, біомаркери губок та, можливо, ембріони багатоклітинних тварин.

Після заледеніння Гаск'є стався розквіт вендських багатоклітинних організмів: з'явилися великі акантоморфні акритархи, різноманітні багатоклітинні водорості(Вендотеніди, еохоліниві та ін.), тварини едіакарського типу, а потім білатерії та перші тварини з карбонатним (клаудини) та аглютинованим (сабеллітиди) скелетом. Після байконурським зледенінням виникло безліч різноманітних дрібних скелетних організмів - мелкораковинной фауни.

Таким чином, після кожного заледеніння африканської гляціоери відзначається виникнення нових груп організмів, розквіт деяких раніше існуючих та зміна домінантних. Внаслідок цих процесів наприкінці африканської гляціоери Землі сформувалася біосфера фанерозойского типу. Кульмінацією прискорення став надзвичайно швидкий розвиток багатоклітинних безскелетних та скелетних організмів у немакітдалдинському столітті венду та на початку кембрію. Невипадково момент різкого прискоренняцих процесів, його екстремум, збігся із завершенням останньої події африканської гляціоери – байконурського гляціоперіоду. Прискорення еволюції протягом африканської гляціоери особливо помітно на тлі тривалих еволюційних процесів, що характеризували Велику льодовичну паузу.

Гондванская гляціоера супроводжувалася масовим завоюванням організмами нових екологічних просторів: пелагіалі (граптоліти, ендоцератиди, актиноцератоїди, риби, ящіри та ін.), суші (різноманітні рослини, ліси, земноводні, плазуни) і тропосфери (літаючі комахи). Пізньоордовикське масове вимирання був раптової і короткочасної катастрофою, як зазвичай здається. Його підготував ряд попередніх зледенінь та біотичних подій. Безпосереднім поштовхом до вимирання послужило Велике хірнантське заледеніння.

Головною біотичною подією антарктичної гляціоери стало формування людства. Швидка дивергенція гомінід проходила паралельно з основними заледеніннями. Перші представники підряду людиноподібних з'явилися в олігоцені, а перші три види із сімейства гомінідів виявлені у верхньому міоцені, який характеризувався різким похолоданням. У відкладах ще холоднішого пліоцену виявлено вже 13 видів гомінідів, у тому числі останки австралопітеків. У першій половині плейстоцену (близько 2,4-1,9 млн років тому) з'явилися перші примітивні види роду Homо ( H. habilesта ін) та найпростіші знаряддя праці. До другої половини плейстоцену (близько 0,6-0,5 млн років тому) належать останки H. heidelbergensisта сліди систематичного використання вогню. Наприкінці плейстоцену (близько 0,2 млн років тому, безпосередньо перед або під час московсько-дніпровського заледеніння) з'явився вигляд H. sapiens.

На закінчення ще кілька слів про значення зледеніння. Вони відігравали велику роль у розвитку біосфери та біоти Землі. Гляціоери були критичними інтервалами історія біосфери, під час яких процеси еволюції прискорювалися, і відбувалося формування біосфер і біот нових типів. У гуронську гляціоеру і після особливо широкого поширення набули ціанобактерії, і з'явився перший кисень в атмосфері. Під час африканської гляціоери сформувалася біосфера та біота фанерозойського типу. Протягом гондванської гляціоери виникла наземна біота. Рослини із тваринами повністю завоювали сушу. Звичайно, невипадково й те, що формування людства відбулося під час антарктичної гляціоери.

Palaeogeogr., Palaeoclimat., Palaeoecol. . Fedonkin M. A. Eukaryotisation of Early Biosphere: a biogeochemical aspect // Geochem. Int. 2009. V. 47. P. 1265-1333.
. Catt J. A., Maslin M. A. Human time scale // Геологічний time scale 2012 / Eds. F. Gradstein, J. G. Ogg, M. Schmitz, G. Ogg. Amsterdam, 2012. P. 1011-1032.

Мегаконтинент Гондвана з кінця докембрія до початку мезозою об'єднував Африку, Південну Америку, Індію, Австралію та Антарктиду.

Нагадаємо, що очікуване у кілька разів менше підвищення середньої температури Землі розглядається як серйозна катастрофа для людства.