Историческая геология

Заключение

Со времени более 4,5 млрд лет назад, когда из скопления твердых обломков, пыли и газа родилась наша планета Земля, и до ее превращения в обитель современного человечества онаирошла длительный и сложный 'путь развития. Родившись холодной, Земля довольно быстро разогрелась до состояния плавления или близкого к нему в своей приповерхностной части благодаря теплу, выделявшемуся 'при соударении планетезималей, при распаде естественно-радиоактивных элементов (многие из них вскоре исчезли), а после появления рядом с Землей Луны -- благодаря лунным твердым приливам. Лишенная вначале как атмосферы, так и гидросферы, Земля испытывала до 3,8 млрд лет метеоритную бомбардировку, одним из следствий которой -- падения метеорита размером с Марс -- мог быть выброс материала, сконденсировавшегося за пределом земного тяготения в наш вечный спутник -- Луну. Другим следствием этой бомбардировки должно было являться образование кратеров, заполнявшихся базальтовой лавойпродуктом плавления разогретого приповерхностного слоя Земли. Одновременно стала протекать дегазация земных недр, приведшая к началу создания ее атмосферы, а затем, после 4 млрд лет, и гидросферы, за счет конденсации водяного пара. Первичный состав атмосферы отличался от современного отсутствием или низким содержанием кислорода и повышенным -- углекислоты.

С рубежа 4 млрд лет начинается собственно геологическая эволюция Земли, проявляются все характерные для нее эндогенные и экзогенные процессы. За счет переплавления первичной базальтовой коры при участии поступавших из мантии флюидов возникают первые острова сиаля -- протоконтиненты, возвышающиеся над еще очень мелководным океаном. Их слагали «серые гнейсы» -- гранитоиды, отличавшиеся от более поздних «нормальных» гранитов преобладанием в их составе натрия над калием. За счет размыва этих островов суши образуются первые осадочные -- обломочные -- породы, обнаруженные в Гренландии (возраст 3,8 млрд лет).

На рубеже около 3,5 млрд лет происходят новые важные события. Судя по появлению магнитного поля, у Земли возникает жидкое ядро, куда начинает стекать железо из вышележащей мантии. Это магнитное поле создает защитный экран от космического излучения, что способствует возникновению жизни, первыеследы которой обнаруживаются в южноафриканских породах того' же возраста (если не считать менее достоверные признаки в породах Гренландии). На самом раннем этапе возникновение органических молекул из неорганической материи могло происходить именно под воздействием жесткого космического излучения. Место и условия зарождения живого вещества пока представляют нерешенную проблему; по наиболее правдоподобной версии, оно могло появиться вблизи горячих источников -- гидротерм на дне все еще мелкого океана. Впрочем, наиболее ранние организмы были представлены бактериями.

Архейский зон характеризовался, далее, интенсивным наращиванием континентальной коры, все более приближавшейся по составу и мощности к современной. Происходило это за счет обрастания протоконтинентальных серогнейсовых ядер материалом зеленокаменных поясов, включавшим коматиит-базальтовую кору океанского или близкого-оК ней типа и породы, близкие или даже тождественные породам более молодых вулканических островных дуг, как вулканические известково-щелочного состава, так и гранитоиды, в позднем архее уже отличавшиеся преобладанием калия над натрием. Внутрикоровые процессы метаморфизма и гра«итизации привели к разделению континентальной коры на обезвоженную и более глубоко, в гранулитовой фации метаморфизованную нижнюю и гранитизированную, метаморфизованную в амфиболитовой и зеленосланцевой фациях, верхнюю кору.

В конце архея (2,8--2,6 млрд лет 'назад) началась стабилизация континентальной коры, и к началу протерозоя она образовала, вероятно, единый массив -- суперконтинент Пангею 0, который вместил от 60 до 80%, по разным представлениям, объема коры современных континентов. На другой стороне планеты ему уже должен был противостоять еще больших размеров океан -- Панталасса, возможно, возникший вокруг кратера на месте падения того гигантского метеорита, который был причиной образования Луны.

Первая половина раннего протерозоя (до 2,2 млрд лет) прошла под знаком господства геакратических условий, на фоне которых началось раскалывание созданного в архее суперконтинента <; образованием рифтовых впадин и роев основных даек. Предпосылкой этого процесса было охлаждение коры и литосферы и приобретение ими жесткости и хрупкости, необходимых для проявления разрывных нарушений. Во вторую половину раннего протерозоя (2,2--1,9 млрд лет назад) процесс резко усилился и привел к распаду суперконтинента на большое число блоков--микроплит поперечником в многие сотни и даже несколько более тысячи километров, разделенных относительно глубоководными бассейнами, возникшими при раздвиге континентальной коры, приведшем к ее утонению (рифтинг) или даже полному разрыву *(спрединг). Эти бассейны -- протогеосинклинали--заполнялись .мощными осадками и вулканитами, а в конце зона (1,9--1,7 млрд лет назад) замкнулись, испытав интенсивные складчато-надвиговые деформации, региональный метаморфизм и гранитизацию. Промежуточные более устойчивые глыбы континентальной коры -- протоплатформы -- частично претерпели опускание с накоплением местами весьма мощного чехла континентальных и мелководно-морских отложений, в ряде районов прослоенных покровами платобазальтов и пронизанных дайками и силлами (трапповая ассоциация). Среди этих отложений впервые появляются породы ледникового происхождения.

В течение раннего протерозоя развитие органического мира выразилось в широком распространении синезеленых водорослей, продукты жизнедеятельности которых в виде известковых пленок составили строматолитовые постройки, местами достигающие мощности в сотни метров (первые строматолиты появляются еще в позднем архее). Фотосинтезирующая деятельность этих водорослей привела к изменению состава атмосферы, с появлением в ней все более заметных количеств свободного кислорода, что, в свою очередь, стимулировало дальнейший расцвет органического мира-

Превращение протогеосинклиналей в конце раннего протерозоя в складчато-надвиговые системы привело к сращиванию протоплатформ и восстановлению сплошности континентальной коры и к образованию нового суперконтинента, новой Пангеи--Пангеи I, а также к опеснению морских вод снова в Панталассу. Мозаика из глыб архейской коры и складчатых раннепротерозойских систем составила в дальнейшем основу кристаллического фундамента древних платформ, таких, как Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская и др.

История Земли в раннем-среднем рифее (1/7--1,0 млрд лет назад) в какой-то мере повторила раннепротерозойскую. В раннем рифее еще полностью господствовали геократические уело. вия, хотя и началось раздробление созданного в конце раннего протерозоя суперконтинента -- Пангеи I. В среднем рифее этот процесс усилился; но в его конце, в гренвильскую эпоху тектогенеза, большая часть подвижных систем отмерла и суперконтинент снова восстановил свою сплошность.

Развитие органического мира в раннем-среднем рифее продолжало прогрессировать Наряду с прокариотами -- бактериями и синезелеными водорослями -- появились эукариоты, представленные простейшими одноклеточными организмами (первое появление эукариот может относиться еще к середине раннего протерозоя, около 2,0 млрд лет).

Начало позднего рифея характеризуется новым усилением-деструкции суперконтинента и соответственно заложением бассейнов с корой океанского или переходного к нему типа. В пределах будущей Западной Гондваны этот процесс довольно скоро, уже в венде, ^сменился сжатием, складчато-надвиговыми деформациями осадочно-вулканогенного выполнения, метаморфизмом и гранитизацией, которые частично продолжились и в кембрии. А к началу ордовика уже была сформирована Гондвана, просуществовавшая затем в основной своей части в течение всего палеозоя и раннего мезозоя. Несколько иначе развивались события в пределах будущей Лавразии, где байкальский тектогенез конца протерозоя не привел к восстановлению ее единства и уже в начале кембрия (местами несколько позднее) сменился еще более энергичной деструкцией континентальной коры с заложением палеозойских океанов -- Палеоатланздческого (Япетуса), Палеотетиса, Палеоазиатского.

К числу этих океанов по новым данным следует добавить ж Тихий океан, который образовался за счет отделения Восточной Гондваны от Северной Америки. Лишь затем Восточная Гондвана примкнула к Западной, вызвав закрытие Мозамбикского океана.

Во второй половине позднего рифея и в раннем венде отмечены следы нескольких ледниковых эпох, широко проявленных по» всему земному шару, в том числе и на территории нашей страны.

В развитии органического мира поздний рифей ознаменовался массовым появлением многоклеточных организмов, пока еще бесскелетных; они достигли максимального разнообразия в концеэона, в позднем венде -- это знаменитая эдиакарская фауна, обнаруженная у нас на Белом море и в Сибири, на р. Оленек.

Еще более ярко выраженный перелом в развитии органического мира отмечен на рубеже венда и кембрия, когда произошло появление скелетных организмов -- трилобитов, моллюсков и др. Этот перелом и дал основание для разграничения протерозойского и фанерозойского эонов. Причины этого события еще служат предметом догадок. К ним может относиться возникновение озонового» экрана, распад суперконтинента с образованием протяженных шельфов -- областей высокой подвижности воды, требовавшей создания защитного панциря для морских животных. Интересно, что на первых порах широкое распространение получили не карбонатные, а фосфатные раковины.

Так или иначе, в начале палеозоя обозначились контуры как Гондваны, так и северных (в современных координатах) континентов--Северной Америки, Восточной Европы, Сибири, Китая--Кореи и разделявших их упоминавшихся выше океанов. Ширина этих океанов измерялась тысячами километров (по палеомагнитнымданным), а глубина -- тысячами метров. Продолжительность их существования была различной; раньше всего замкнулся Япетус,. уже к началу девона, что сопровождалось каледонской складчатостью и горообразованием и привело к объединению Северной Америки и Восточной Европы (Балтики) в Еврамерику, или Лавруссию, образовалась «суша древнего красного песчаника». Палеотетис в своей западной половине (юг Северной Америки, Западная Европа, северо-западная Африка) просуществовал до середины карбона. В позднем карбоне и перми выполняющие его осадки и вулканиты были смяты в складки, нарушены надвигами, вовлечены в шарьяжи, частично метаморфизованы и пронизаны интру-^ зиями гранитов, и в итоге превратились в горный пояс Аппалачей в Америке, герцинид (варисцид) в Европе. Этот пояс спаял Лавруссию с Гондваной и тем самым положил начало существованию новой Пангеи -- Пангеи II.

Аналогичные события с некоторым опозданием развернулись восточное, в частности на Кавказе, Урале, Тянь-Шане, Алтае. Они привели в конце палеозоя к почти полному -- кроме Амуро-Охотского и Восточномонгольско-Южнодунбэйского сегментов и нескольких остаточных бассейнов на западе -- замыканию Палеоазиатского океана. В связи с этим Сибирский континент сомкнулся с

Лавруссией на западе, с Таримским и Китайско-Корейским континентами на юге, образовав суперконтинент Лавразию. Что касается Восточного Тетиса, то его северная окраина тоже оказалась вовлеченной в герцинский орогенез, а глубоководная область с океанской корой сместилась к югу -- Палеотетис сменился Мезотетисом.

Периферия современного Тихого океана в течение палеозоя тоже неоднократно испытывала импульсы сжатия, деформаций и горообразования. В девоне они затронули в основном восток Австралии и юго-восток Китая, в начале карбона -- Анды и частично Северо-Американские Кордильеры, в позднем палеозое -- снова восток Австралии и Анды, в небольшой степени Японские острова я Кордильеры Северной Америки. Лишь некоторые из перечисленных областей -- юго-восточный Китай и Восточная Австралия -- были в результате выключены из дальнейшего активного развития, и то в отношении территории Китая высказываются довольно обоснованные сомнения, и такая длительная и устойчивая подвижность -- характерная черта Тихоокеанского кольца.

В палеозое Гондвана, оказываясь в приполярной области Южного полушария, дважды была охвачена покровным оледенением. Первое -- позднеордовикское -- было менее продолжительным и покрыло меньшую площадь; второе -- позднепалеозойское -- состояло из нескольких ледниковых эпох и отличалось обширным распространением.

Уровень океана в палеозое подвергался значительным колебаниям. Крупные его повышения -- трансгрессии -- наблюдались в среднем ордовике, раннем силуре, среднем-позднем девоне, среднем карбоне, причем максимальными были ордовикская и силурийская, а регрессии характеризуют начало кембрия, конец ордовика, поздний силур -- ранний девон и поздний карбон и пермь; последняя регрессия была наиболее значительной и совпадала с покровным оледенением.

Органический мир претерпел в палеозое серьезные изменения. В ордовике -- силуре появились рыбы -- первые позвоночные, в карбоне -- амфибии, т. е. начался выход животных на сушу. Еще раньше это произошло с растениями -- в силуре--девоне, а в позднем девоне -- карбоне возник уже мощный растительный покров и началось широкое углеобразование. Его намного опередило нефтеобразование, поскольку промышленные, залежи нефти известны уже в рифее; их источником явились, очевидно, морские растения--водоросли и др.

В начале мезозоя континентальная кора оставалась собранной в единый суперконтинент -- Пангею II, продукт соединения Лавразии и Гондваны. На востоке эти континентальные массы разделял замыкавшийся в центре современного Средиземноморья океан Тетис, широко открывавшийся в противоположном направлении и сливавшийся с Тихим океаном. От последнего на запад отходили меньшего масштаба заливы с океанской корой -- Южно-Анюйский, Монголо-Охотский и др.

В течение триаса, особенно со среднего триаса, и первой половины юры Пангея испытывала нарастающую деструкцию, пронизываясь все более густой сетью континентальных рифтов. Во второй половине юры, с батского века, началось раскалывание суперконтинента с образованием Центральной Атлантики и повторным раскрытием Западного Тетиса, соединившегося на западе с Тихим океаном и разделившего Лавразию и Гондвану, а также западной и северо-восточной впадин Индийского океана. Одновременно подвергалось обновлению ложе Тихого океана, более древняя кора которого была полностью поглощена в периферических зонах субдукции.

В раннем мелу деструкция Пангеи II прогрессировала. Произошло, начиная с юга, раскрытие Южной Атлантики и в середине альба ее соединение с Центральной Атлантикой, которая к тому времени продвинулась на север, отделив Иберийский полуостров от Ньюфаундленда. Африка отделилась не только от Южной Америки, но и от Индостана и Антарктиды, а Индостан, в свою очередь, от Австралии и Антарктиды.

На рубеже раннего и позднего мела раскрытием Канадской котловины было положено начало образованию Северного Ледовитого океана (отдельные остаточные впадины здесь могли сохраниться с палеозоя).

В позднем мелу продолжалось разрастание Атлантики к северу, достигшее Гренландско-Фарерского порога и приведшее также к отделению Гренландии от Северной Америки, и расширение Индийского океана с продолжением быстрого дрейфа Индостана к северу, в направлении Лавразии. Во второй половине эпохи Австралия отделилась от Антарктиды и стала смещаться к северо-востоку, а в Тихом океане роль основной оси спрединга перешла к Восточно-Тихоокеанскому поднятию.

Во многом противоположные тенденции наблюдались в Тетисе. На востоке уже с конца триаса происходило наращивание северной, активной окраины океана за счет причленения последовательно откалывавшихся от Гондваны и перемещавшихся к северу континентальных глыб -- микроконтинентов (во многом аналогичный процесс происходил в палеозое в западной части Палеотетиса). Одновременно в тылу этих микроконтинентов раскрывались новые бассейны с океанской корой и, таким образом, продолжалось смещение основной оси океана к югу, отмеченное уже для конца палеозое. Усиление наращивания северной окраины Тетиса (в Юго-Восточной Азии, восточной -- в современных координатах) шло отдельными импульсами -- в конце триаса (раннекиммерийская эпоха), в конце юры (позднекиммерийская эпоха), в середине мела.

В западной части Тетиса удаление Африки -- Аравии от Лавразии в конце юры и особенно мелу сменилось их сближением. Здесь также происходило столкновение с лавразийской окраиной микроконтинентов гондванского происхождения --Адриатического, Родопского и других -- в те же в общем эпохи -- позднекиммерийскую и австрийскую.

Разрастание континентов за счет океана имело место во второй половине мезозоя и в западном полушарии Земли, но протекало несколько по-разному в разных сегментах Тихоокеанского кольца. На северо-западе и западе происходило причленение к континенту как ранее отколовшихся от него микроконтинентов» так и вулканических дуг и постепенное преобразование азиатской окраины в аналог современной южноамериканской, андской окраины, характеризующейся непосредственным контактом океана с материком через глубоководный желоб и сейсмофокальную зону и развитием на краю материка вулканоплутоннческого пояса. Сходный процесс шел и по другую, американскую сторону северной половины Тихого океана, где к краю континента последовательно причаливали вулканические дуги, внутриокеанские поднятия, континентальные обломки. При этом они перемещались, как и на азиатской окраине, не только в поперечном по отношению к берегу континента направлении, но и в продольном, с юга на север, как свидетельствуют фаунистичеокие остатки и палеомагнитные данные. Как и на востоке, процесс развивался отдельными импульсами, в общем синхронными с азиатскими.

На южноамериканской периферии океана, в ее северной части, тоже шло причаливание вулканических дуг к континенту, а в центральной и южной, где такая дуга с самого начала заложилась. на краю континента, -- ее преобразование в вудканоплутонический пояс. Это произошло в Южных Андах уже в конце юры, в Центральных --: в конце мела, и к началу кайнозоя подобный пояс протянулся вдоль всего западного края Южной Америки. На юге он продолжался в Западную Антарктиду (Антарктанды).

Несколько по-другому развивались события в юго-западном сегменте Тихоокеанского кольца, в обрамлении Австралии. Здесь в первой половине мезозоя существовал краевой вулканоплутонический пояс, возникший еще в конце палеозоя. В конце юры -- начале мела имело место существенное наращивание континентальной коры, особенно в Новой Зеландии, но в конце мела началась, деструкция, приведшая к образованию впадины Тасманова моря.

Уровень Мирового океана в начале мезозоя был близок к современному или даже ниже него (рэт-байос), но затем стал постепенно повышаться и достиг максимальных отметок в позднем мелу, в сеноне, когда он более чем на 500 м превысил современный, вызвав одну из самых крупных в фанерозое трансгрессий.

Климат Земли в течение всего мезозоя оставался теплым; оледенения отсутствовали. Однако чередовались периоды увлажнения (гумидизации) и усиления засушливости (аридизации). К последним относятся почти весь триас (вслед за пермью), поздняя юра и первая половина раннего мела, к первым -- ранняя и средняя юра, вторая половина раннего и поздний мел. Совершенно естественно, что периоды аридизации были благоприятны для накопления красноцветов и солей, а периоды гумидизации -- сероцветов и углей.

Животный мир мезозойской суши отличался господством пресмыкающихся и земноводных, появлением птиц и, наконец, примитивных млекопитающих. В морях были широко распространены головоногие, а с конца юры начался расцвет фораминифер и на-- нопланктона -- кокколитофорид, создавших мощные толщи мела,. столь характерные для этой системы. В середине раннего мела серьезные изменения претерпел растительный мир -- появились покрытосеменные растения, вскоре завоевавшие значительные пространства суши, которая впервые покрылась травяным покровом.

Однако на рубеже мела и палеогена, мезозоя и кайнозоя животный мир претерпел самый крупный кризис с начала кембрия. Многие группы животных -- от огромных динозавров до мелких фораминифер -- исчезли на этом рубеже, и их место заняли другие организмы, прежде всего млекопитающие, среди фораминифер -- крупные нуммулитиды и т. д. Причины этого кризиса, как, впрочем, и предыдущих, остаются неразгаданными; основными конкурирующими гипотезами являются столкновение 'Земли с крупным астероидом и резкое усиление вулканической деятельности.'Как то, так и другое могло явиться причиной возникновения крупных пожаров, резкого увеличения содержания углекислоты в атмосфере, увеличения температуры-морской воды и т. д.

С рубежом мела и палеогена совпадает также увеличение тектонической активности в ряде регионов земного шара и особенно по периферии Тихого океана, прежде всего в поясе СевероАмериканских Кордильер (откуда пошел термин «ларамийская эпоха орогенеза»), а также Анд, и по другую сторону океана на Северо-Востоке России (Корякия, Камчатка, Сахалин). Постепенно снижаясь, эта активность продолжалась до эоцена включительно-

Между тем в будущем Альпийоко-Гималайском поясе именно» к 'концу эоцена приурочен пик тектонических деформаций. Навостоке он был непосредственно связан со столкновением Индии" и Евразии, западнее происходили дальнейшее сближение Африки,., частью которой все еще являлась Аравия, с Евразией и столкновение между собой разделявших их микроконтинентов. Некоторыехребты Альпийско-Гималайского пояса -- сами Альпы, Пиренеи^ Балканы, Малый Кавказ, горные цепи севера Ирана, Белуджистана и, наконец, Гималаи -- превратились в это время в горные сооружения. Тетис как единый крупный океан, отделявший Гондвану от Лавразии, к концу эоцена перестал существовать; на востоке Индостан вошел в состав Евразии, а на западе, в Европеи Передней Азии, его реликтами явились современное Средиземное море, точнее моря Ионическое и Леванта, а также Паратетис, простиравшийся вдоль северной периферии Альп и Карпат, включавший Паннонский, Валахский и Понто-Каспийокий бассейны.

Крупные изменения претерпела в палеогене и общая конфигурация материков и океанов. Уже в палеоцене раскрылся Нор. вежско-Гренландский бассейн, а в конце палеоцена--начале эоцена -- Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана. Единая ось спрединга протянулась от моря Лаптевых до крайнего юга Атлантики; она полностью отделила Евразию от Северной Америки, Гренландии и подводного хребта Ломоносова. В Индийском океане уже в конце мела произошло отделение Мадагаскара и Сейшельских островов от Индостана с формированием современного Аравийско-Индийского хребта. Зато в северо-восточной части океана отмерла ось спрединга между Индией и Австралией, и они вошли в состав единой Индо-Австралийской плиты. В середине олигоцена Антарктида стала отделяться от Южной Америки с образованием в промежутке глубоководного бассейна моря Скотия. Все эти изменения привели к тому, что распределение материков и океанов на лике Земли стало весьма близким к современному.

Этому способствовало продолжавшееся формирование системы окраинных морей и вулканических дуг в юго-западной части Тихого океана. На северном продолжении оси спрединга Тасманова моря в эоцене раскрылось Коралловое море, сформировалась Меланезийская вулканическая дуга. Тогда же образовались море Сулавеси, Филиппинский архипелаг и к востоку от него началось образование Филиппинского моря, а в среднем олигоцене между Филиппинами и Азиатским материком стало раскрываться ЮжноКитайское море.

Климат в палеогене оставался теплым и довольно влажным -- пальмы продолжали расти на Шпицбергене и в Гренландии. Но в олигоцене началось похолодание, связанное с образованием ледникового щита Антарктиды.

Уровень океана в палеогене был заметно ниже позднемелового, несмотря на отдельные трансгрессии, но вплоть до середины олигоцена все еще выше современного. В позднем олигоцене произошло его исключительно резкое понижение, до отметки около 400 м ниже современного, и возвращение к последнему лишь в середине миоцена.

В миоцене продолжалось формирование Альпийско-Гималайского горного пояса -- возникли складчато-надвиговые сооружения Апеннин, Карпат, Динарид, Большого Кавказа, Копетдага. Но процесс горообразования не ограничился рамками бывшего Тети<са; начиная уже с олигоцена он вышел далеко за его пределы в Центральной Азии, охватив территории, гораздо раньше испытавшие интенсивные деформации и с тех пор развивавшиеся в относительно спокойном, близком к платформенному режиме. Так образовались горные системы Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Забайкалья, Памира, Гиндукуша, Куньлуня, Наньшаня, Циньлина, высокое плоскогорье Тибета и др. Многие вершины этих хребтов поднялись до 7-километровых отметок, мало уступая вершинам Каракорума и Гималаев. Темпы горобразования в АльпийскоГималайском поясе нарастали в течение неогена и достигли наибольших значений в четвертичный период. Вместе с тем на западе Средиземноморья процесс этот осложнился образованием наложенных рифтогенных глубоководных впадин -- Алжиро-Прованской и Тирренской.

Горообразование возобновилось в неогене, после некоторой паузы, и в Кордильерах обеих Америк: горный рельеф возродился на ряде других участков как этих, так и остальных континентов--в Аппалачах, Скандинавских горах, на Урале, на северозападе Африки (Атлас), в Индостане, на востоке Австралии. Таким образом, не только общие очертания, но и рельеф континентов приобрел свой современный вид.

Процесс формирования окраинных морей и вулканических дуг на западной окраине Тихого океана в неогене распространился далее к северу. В миоцене раскрылись Японское море, ЮжноОхотская и Командорская впадины, отделенные от Тихого океана соответственно Японской, Курильской и Командорской вулканическими дугами.

Уровень океана в начале среднего миоцена вновь превзошел современный, но затем снова испытал падение в конце среднего и в позднем миоцене и лишь в плиоцене опять повысился до современного. Резкие изменения положения этого уровни били характерны- для четвертичного периода и связаны с чередованием ледниковых и межледниковых эпох. К оледенению Антарктиды в позднем плиоцене присоединилось оледенение Арктики и прилегающих районов Северного полушария. Вообще поздний кайнозой отличался резкими климатическими контрастами с возникновением современной климатической зональности.

В составе животного мира неогена господствующее положение заняли те отряды млекопитающих и других классов позвоночных и беспозвоночных, которые характеризуют современную фауну; то же касается и флоры. Около 3--4 млн лет назад на Земле появился человек; свой современный облик он приобрел, однако, значительно позднее, примерно 200 тысяч лет назад.

Появление человека лишь подчеркнуло уникальность нашей планеты, которая обозначилась уже 4 млрд лет до этого, когда образовались континентальная земная кора, гидросфера и атмосфера и возникла биосфера. Эта уникальность, притом, вероятно, в масштабе не только Солнечной системы, была предопределена положением Земли в этой системе и ее размерами, позволившими ей избежать чрезмерного нагрева и чрезмерного охлаждения, сохранить расплавленное ядро и запас флюидов, прежде всего воды и углекислоты, в своих недрах. Деятельность живых организмов на протяжении сотен миллионов, даже миллиардов лет,, предшествовавших появлению человека, создала тот запас горючих (древесина, уголь, нефть, газ), который обеспечил существование человека до времени, когда он сумеет перейти полностью на использование других источников энергии.

Войткевич Г. В. Геологическая хронология Земли. М„ 1984. Жижченко Б. П. Методы стратиграфических исследований нефтегазоносных областей. М., 1969.

Карагодин Ю. Н. Региональная стратиграфия. М., 1985. Красилов В. А. Эволюция и стратиграфия. М., 1977. Леонов Г. П.! Основы стратиграфии: В 2 кн. М., 1973, 1974. Международный стратиграфический справочник. М., 1978.

Meйен С. В. Введение в теорию стратиграфии. М., 1974.

Николов Т. Долгий путь жизни. М., 1986.

Практическая стратиграфия. Л., 1984.

Ритмостратиграфические (циклостратиграфические) и литостратиграфические подразделения. Ташкент, 1979.

Салов Ю. С. Конструктивная стратиграфия. М., 1979.

Степанов Д. Л., Месежников М. С. Общая стратиграфия. М., 1979.

Стратиграфическая классификация. Л., 1980.

Стратиграфический кодекс СССР. Л., 1977. ^\

Хедберг X. Международный стратиграфический справочник. М., 1978.

Храмов А. Н., Ш о л п о Л. Е. Палеомагнетизм. Принципы, методы и геологические приложения палеомагнитологии //Труды ВНИГНИ. Вып. 256. Л, 1967.

Шиндевольф О. Стратиграфия и стратотип. М., 1976.

Шкала геологического времени. М., 1985.

Экосистемы в стратиграфии. Владивосток, 1980.

К главе 3

Боуэн Р. Палеотемпературный анализ. М., 1969.

Beклич М. Ф. Проблемы палеоклиматологии. Киев, 1987.

Beклич М. Ф. Основы палеоландшафтоведения. Киев, 1990.

Выветривание и литогенез. М., 1969.

Жижченко Б. П. Методы палеогеографических исследований в нефтегазоносных областях. М., 1974.

Казанский Ю. П. Седиментология. Новосибирск, 1976. '

Казанский Ю. П. Введение в теорию осадконакопления. Новосибирск, 1983 *

Крашенинников Г. Ф. Учение о фациях. М., 1976.

Лучицкий И. В. Основы палеовулканологии. М., 1971.

Методы изучения осадочных пород: В 2 кн. М., 1957.

Методы палеогеографических исследований. М., 1964.

Методы палеогеографических реконструкций. Л., 1984.

Наливкин Д. В. Учение о фациях. В 2 кн. М., Л., 1955--1956.

Проблемы палеоклиматологии, М., 1968.

Проблемы палеогеографии. Л., 1982.

Рауп Д., Стенли С. Основы палеонтологии. М., 1974.

Рухин Л Б. Основы общей палеогеографии. Л., 1959.

Славин В. И., Ясаманов Н. А. Методы палеогеогдафических исследований. М., 1982.

Справочник по литологии. М., 1983.

Страхов Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М., 1973

Теис Р. В., Наидин Д. П, Палеотермометрия и изотопный состав кислорода органогенных карбонатов. М., 1973.

Условия древнего осадконакопления и их распознавание М., 1974.

Фролов В. Т. Литология: В 3 кн. М., 1992--1995.

Циклическая и событийная седнментология. М., 1985.

Эрнст В. Геохимический анализ фаций. М., 1976.

К главе 4

Адлер Л Атомы, звезды и туманности. М., 1976.

Браин Д., Массе т А. Недоступная земля. М., 1984.

Виноградов А. П. Происхождение оболочек Земли // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1962. № 11.

Витязев А. П., Поперникова Г. В., Сафронов В. С. Планеты земной группы. Происхождение и ранняя эволюция. М., 1990.

Космическая петрология. М., 1992.

МанкУ.,Макдональд Г. Вращение Земли. М., 1964.

Приливы и резонансы в Солнечной системе. М., 1975.

РингвудА.Е. Происхождение Земли и Луны. М., 1982,

Рускол Е. Л. Происхождение Луны. М., 1975.

Сафронов В. С. Эволюция допланетного облака -и образование Земли и планет. М, 1969.

СоботовичЭ. В. Изотопная космохимия. М., 1979.

СорохтинО.Г.,Ушаков С. А. Происхождение Луны и ее влияние на глобальную эволюцию Земли. М., 1989.

Сорохтин О. Г. Ушаков С. А. Природа тектонической активности земли //Итоги науки и техники. Физика Земли. Т. 12. М., 1993.

К главам 5, 6 и 7

Божко Н. А. Поздний докембрий Гондваны. М., 1984.

Борукаев Ч. Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск, 1985.

Геология докембрия. Л., 1968.

Геохронология СССР. Т. 1. Докембрий. Л., 1973.

Герман Т. И. Органический мир миллиард лет назад. Л., 1990.

Докембрий континентов: В 6 кн. Новосибирск, 1975--1977.

Кинг Ф. Докембрийская геология США. М., 1979.

Леонов Г. П. Историческая геология. Основы и методы. Докембрий. М. 1980.

Монин А. С. Ранняя геологическая история Земли. М., 1987.

Проблемы геологии раннего докембрия Л., 1979.

Проблемы тектоники раннего докембрия. Л., 1980.

Ранняя история Земли. М., 1980,

Решение II Всесоюзного совещания «Общие вопросы расчленения докембрия СССР». Уфа, 1990.

Салоп Л. И. Докембрий Африки. Л., 1977.

Салоп Л. И. Геологическое развитие Земли в докембрий. Л., 1982.

Семихатов М. А. Стратиграфия и геохронология протерозоя. М., 1974.

Стратиграфия верхнего протерозоя СССР (рифей и венд). Л., 1979.

Чумаков Н. М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды. М., 1978.

Чумаков Н. М. Климатический парадокс позднего докембрия // Природа. 1992. № 9.

Ясаманов Н. А. Климаты рифейского и вендского времени // Вести. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1994. № 2.

К глав? 8

Аксенов Е. М. Венд и его историко-геологическая позиция. Стратиграфия и палеонтология древнейшего фанерозоя. М., 1984.

Баландин Р. К. Венд -- новая глава геологической летописи // Наука и жизнь. 1987. № 4.

Вендомий (терминальный рифей) и его региональные подразделения М.,

1974.

Вендская система. В 2 кн. М., 1985. Зайцев Ю. А., Хераскова Т. Н. Венд Центрального Казахстана. М.,

1979.

Келлер Б. М. Венд и юдомий //Бюл.МОИП. Отд. геол. 1971.Т.46, вып. 3.

Келлер Б М Венд, юдомий и терминальный рифей (вендомий) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1973. № 1.

Келлер Б.М. О границе венда и кембрия // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1982. № 2.

Палеогеография и литология венда и кембрия запада Восточно-Европейской платформы. М., 1980.

Палеонтология венда. М., 1988.

Ронов А. Б., Ханн В. Е., Сеславинский К. Б. Вендские литологические комплексы мира//Сов. геология. 1981. № 5.

Соколов Б. С. Вендская система: предкембрийская геоботаническая среда // Палеонтология. Стратиграфия. М., 1980.

Соколов Б. С. Вендский период в истории Земли. //Природа. 1984. № 12ХоментовскнйВ. В. Венд. Новосибирск, 1976. Якобсон К. Э. Парадокс венда//Природа. 1993. № 12.

К главе 9

Волков Ю.В., Сеславинский К. Б., Ясаманов Н. А. Об изменении климата в кембрии, ордовике и силуре//Докл. АН СССР. 1991. Т. 317. № 6.

Ергалиев Г. X., Спижарский Т. Н, Ярусная шкала верхнего кембиря //Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1985. № 1.

Межведомственное региональное стратиграфическое совещание по кембрийским отложениям Русской платформы. Вильнюс, 1983.

Миссаржевский В. В. Расчленение и корреляция пограничных толй1 докембрия и кембрия по некоторым древнейшим группам скелетных организмов //'' Бюл. МОИП. Отд. геол. 1982. Т. 57, вып. 5.

Миссаржевский В. В. Стратиграфия пограничных отложений докембрия и кембрия. Модель общей шкалы //Труды Геол. ин-та АН СССР. 1989.. Вып. 431.

Палеонтология докембрия и раннего кембрия //Труды Всесоюзн. симпозиума по докембрию. Л., 1979.

Репина Л. Н. Планетарная корреляция ярусных подразделений нижнего кембрия по трилобитам //Труды Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. 1986. Вып. 669.

Розанов А. Ю. Центры происхождения кембрийских фаун // Палеонтология. Стратиграфия. М., 1980.

Розанов А. Ю., Миссаржевский В. В. Биостратиграфия и фаун» нижних-горизонтов кембрия. М., 1966.

Стратиграфия верхнедокембрийских и кембрийских отложений запада Восточно-Европейской платформы М., 1979.

Стратиграфия позднего докембрия и кембрия. М., 1960.

Стратиграфия СССР. Кембрийская система. М., 1965.

Томмотский ярус и проблема нижней границы кембрия. М., 1969.

Чугаева М. Н. Граница кембрия и ордовика //Границы геологических систем. М., 1976.

К главе 10

Алихова Т.Н. Корреляция ордовикской системы СССР и Западной Европы//Стратиграфия нижнего палеозоя Центральной Европы. М., 1968.

Алихова Т. Н. Основные проблемы стратиграфии ордовикской системы// Сов. геология. 1975. № 8.

Ивановский А. В. Стратиграфические подразделения ордовика // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1978. Т., 53, вып. 3.

Кульков Н. П. Граница ордовика и силура по замковым брахиоподам // Геология и геофизика. 1990. № 8.

Никитин И. Ф. Ордовик // Стратиграфия и палеонтология древнейшегофанерозоя. М., 1984.

Розман X. С. Граница ордовика и силура // Границы геологических систем. М., 1976.

Ронов А, Б., Хаин В. Е., Сеславинский К; Б. Ордовикские литологические формации мира //Сов. геология. 1976. № 1.

Сеславинский К. Б. О климате ордовика // Докл. АН СССР. 1975.Т. 224, № 3.

Стратиграфия и корреляция ордовика и силура. Л., 1960.

К главе 11

Граница силура и девона и биостратиграфия силура //Труды III Междунар. симпозиума. В 2 т. Л„ 1971.

Кальо Д. Л. Силур // Стратиграфия и палеонтология древнего фанерозоя.

М., 1984.

Корень Т. Н. Основные событийные уровни граптолитовой последовательности силура// Геология и палеонтология. Л., 1989.

Корень Т. Н., К а л ь о Д. Л. Граптолитовая зональная шкала силура // Граптолиты и стратиграфия. Таллин, 1976.

Кульков Н.П. Лландоверийский ярус силура //Геология и геофизика.

1987. № 5.

Кульков Н. П., Ивановский А. Б. Магнафации и стратиграфическая шкала силура // Изв. АН ЭССР. Геология. 1987. Т. 37. № 2.

Кульков Н. П., Ивановский А. Б. Стратиграфические подразделения силура //Геология и геофизика. 1978. № 9.

Международный симпозиум по границе силура и девона и стратиграфия яижнего и среднего девона. Л., 1978.

О границе силурийской и девонской систем //Сов. геология 1969 № 3.

Сеславинский К. Б. О климате силура //Докл АН СССР. '1976. Т. 230. .№ 3.

Стратиграфия СССР. Силурийская система. М., 1965.

Хаин В. Е., Ронов А. Б., Сеславинский К. Б. Силурийские литологические формации мира//Сов. геология. 1977. № 5.

К главе 12

Биостратиграфия пограничных отложений нижнего и среднего девона. Л., 1982.

Богословский Б. И. Зональное расчленение девона по аммоноидеям // Стратиграфия и палеонтология девона, карбона и перми Русской платформы. Л., 1991.

Бубличенко Н. Л. Эйфель и кувен // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1982. №. 2.

Граница девона и карбона на территории СССР. Минск, 1988.

Липина О. А., Рейтлингер Е. А. Граница девона и карбона в мор«ских отложениях // Границы геологических систем. М., 1976.

Опорные разрезы и корреляция границы девона и карбона Евразии. Магадан. 1986.

Петросян Н. М. О границе нижнего и среднего девона по флоре // Труды Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Вып. 401. Новосибирск, 1979

Проблема границы девона и карбона в Евразии, Магадан, 1985.

Рейтлингер Е. А. Граница девона и карбона // Труды Межвед. стратигр. ком. СССР. Т. 6. Л., 1976.

Рейтлингер Е. А. Установление границы девона и карбона палеонтологическим методом//Бюл МОИП. Отд. геол. 1977. Т. 52, вып. 2.

Ржосницкая М. А. Фауна и флора как основа для выделения отделов и ярусов девонской системы//Геология и палеонтология. Л., 1989.

Симаков К, В. Граница девона и карбона и проблема определения хроностратиграфических границ//Тихоокеанский журнал. 1985. № 2.

Соколов Б. С., Е л к и н Е. А. Новые проблемы в изучении стратиграфии девона //Геология и геофизика. 1979, № 4.