В Восточной Европе обнаружены ворхиерпфейские тиллиты в Волоковой и Эйновских сериях полуостровов Рыбачьего и Среднего на Кольском полуострове, вендский Яблоновский тиллит в Эстонии, аналогичные ему тиллиты Вильчанской свиты в Белоруссии, тиллиты Парцинской свиты Пачелмской серии на Русской плите (вскрытые Каверинской скважиной на глубинах 1408-20 и 1428-38 м). Назовем еще тиллиты в верхнерифейских Танинской, Койвинской и вендской Вильвенской свитах Серебрянской серии Среднего Урала, вендские уральские тиллиты в Среднечурочинской свите Полюдова кряжа, в Лаптапайской свите Приполярного Урала, Хойдышорской свите Полярного Урала, вендские тиллоиды в Кургашлинской свите Южного Урала и верхнерифейские тиллоиды в Мазаринской свите Уралтау.
В Азии назовем следующие: в Сибири - тиллиты Суктальминской свиты Чингасанской серии Енисейского кряжа; в Казахстане - два горизонта тиллитов (Сатанскую иБайконырскую свиты) Улутауской серии; на Дальнем Востоке - тиллиты в разрезе Столбовского поднятия Приколымья; в Тянь-Шане - два горизонта тиллитов, нижний из них, очень мощный - Джетымский (400-2500 м), верхний - Байконырский (15-100 м); в Южном Китае - тиллиты свиты Наньто в провинциях Хубей и Юньнань.
В Северной Америке укажем верхнерифейские тиллоиды Коппер Харбор в серии Верхнее Кивино в штате Мичиган; тиллиты Боннет-Плум-Ривер на Юконе; два горизонта тиллитов (нижний - в свите Тоби, верхний - в свите Монк) в серии Виндермер в Британской Колумбии; верхнерифейские тиллиты Покателло, Минерал-Форк, Кингстон-Пик в Кордильерах; тиллиты в серии Маунт-Роджерс в Аппалачах и в серии Консепшн на Нью-Фаундленде. Назовем еще тиллиты Ульваберг в верхней части серии Хаген-фьорд на Земле Кронпринца Христиана и в серии Мёркебьерг в Конг-Оскар-фьорде в Восточно-Гренландской складчатой области, а также тиллиты на юге Земли Пири в северо-восточной Гренландии.
В Африке следует назвать прежде всего верхнерифейскйе тиллиты Большого конгломерата в надсерии Катанга, а также Малого конгломерата в начале серии Кунделунгу верхов надсерии Катанга и вендские тиллиты Жбелия в серии Каес в Мавритании.
И верхнерифейские, и вендские тиллиты весьма широко представлены в Австралии. В районе Кимберли это тиллит Фаргу и выше него широко распространенные верхнерифейскйе тиллиты Мун-Лайт-Велли (мощностью до 150 м) в серии Дуэрдин на блоке Стерт, два горизонта тиллитов Ландриган в серии Кунианди прогиба Лаббок и тиллиты Валып в серии Маунт-Хауз западнее прогиба; выше них в серии Луиза-Дауне прогиба Лаббок обнаружены вендские тиллиты Эган. В Южной Австралии это верхнерифейскйе тиллиты Стерт, Апшила, Библиендо (Фиттон), очень мощные (до 2300 м) тиллиты Болла-Болена (Годж) и вендские тиллиты Ерилина серии Амберетана надсерии Аделаида. В Центральной Австралии (бассейн Амадеус) это верхнерифейскйе тиллиты формации Арейонга и пачка Олимпик вендских тиллоидов в формации Пертататака.
Мы привели этот длинный (но все же еще неполный) перечень фактических свидетельств, хорошо известных геологам, для сведения климатологов, из которых многие еще недостаточно осведомлены о грандиозных климатических событиях верхнего рифея и венда. Л. И. Салоп [18] отмечает, что в доледниковых, межледниковых и послеледниковых отложениях этих эпох встречается немало пород, свидетельствующих о теплом климате, - красноцветов, доломитов, биогерм и даже эвапоритов.
К следующей ледниковой эпохе (карбона и перми) климат пришел, по-видимому, в результате постепенного похолодания, заметного по кривой рис. 67 (в течение которого южный полюс перемещался из Западной Африки через Бразилию и Аргентину в Антарктиду, оставляя на своем пути упоминавшуюся выше цепочку силуро-девонских тиллитов).
На всех континентах Гондваны имеются обширные площади тиллитов с возрастами от верхнего карбона до нижней перми (около 300-250 млн. лет тому назад, так что в некоторых районах ледниковые периоды имели длительность до 50 млн. лет). К ним относятся знаменитые тиллиты Двайка в Южной Африке Итараре в Южной Америке, Талчир в Индии, Куттунг и КамиЛарои в Австралии, тиллиты Трансантарктических гор Восточной Антарктиды, Мадагаскара.
Особенное удивление вызывали тиллиты Индии и северо-западной Австралии - районов, сейчас находящихся в тропиках; их пытались объяснить как остатки высокогорных оледенений, но, по-видимому, в карбоне и перми высоких гор в этих районах все же не было. В настоящее время все тиллиты Гондваны более естественно рассматривать как следы существования околополярного ледникового щита. Согласно геоморфологическим данным о тиллитах, один из центров растекания льда на этом щите находился в Восточной Антарктиде, и лед стекал оттуда и на Южную Австралию, и на Юго-Восточную Африку, а с Юго-Западной Африки - на Южную Америку. Потоки льда, перемещавшиеся извне на Австралию, Африку и Южную Америку, являются одним из важных свидетельств существования в прошлом единой Гондваны и, следовательно, движения континентов. Обширные потоки льда перемещались также по Африке и Индии на север.
Для упомянутых тиллитов характерна многослойная структура. Так, например, в Австралии на породах серии Бурунди нижнего карбона лежит первый слой тиллитов серии Куттунг (по-видимому, низы верхнего карбона), затем - пачка вулканитов, на ней - второй главный тиллит Куттунг, затем - слой морских отложений, на нем - Лочинварский тиллит серии Камиларои (верхний карбон или нижняя пермь), затем - опять слой морских отложений, четвертый тиллит (нижняя пермь), угли Грэта, тиллитовые горизонты Бранкстон и Больварра и, наконец, угольные слои верхней перми. Пять горизонтов тиллитов имеется и в 300-метровой толще серии Итараре в районе Параны в Южной Америке. Однако полная расшифровка перемежаемости пермокарбоновых оледенений Гондваны - дело будущего.
Потепление климата (возможно, вследствие перемещения южного полюса с суши в Тихий океан, см. рис. 54, б-г), прервавшее в перми оледенение Гондваны, продолжалось, хотя и с некоторыми колебаниями, в течение всего мезозоя. Количественные свидетельства этого дали определения палеотемператур по изотопам кислорода (главным образом в рострах белемнитов и в раковинках планктонных фораминифер, обитавших в верхнем слое моря), выполненные Г. Лауэнстамом и С. Эпстайном (1954 и 1959 гг.), Д. П. Найдиным с сотрудниками (1954-1964 гг.) и другими авторами (см. книгу Р. Боуэна [56]). Судя по образцам из формации Нунканба бассейна Фицрой северо-западной Австралии, пермское оледенение закончилось там, по-видимому, в конце Артинского века. Данные по юре, особенно западноевропейские, несмотря на их большой разброс, все же создают впечатление, что температуры нарастали до максимума в Тоарском веке, а в Мальме опять росли до максимума, по-видимому, в Оксфордском веке (даже в это наиболее теплое время сезонные колебания температуры воды в верхнем слое моря около Шотландии, измеренные по слоям в ростре белемнита, достигали 5° С). Затем температуры падали до минимума в нижнем мелу - Неокоме, росли до максимума в Альбе, имели минимум в начале верхнего мела - Сеномане и максимум в его середине - Сантоне и опять падали до минимума в конце мела - Кампане или Маастрихте. Минимумы были порядка 14-18° С, максимумы достигали 26-32° С, т. е. колебания были значительными. Попытки оценить широтные температурные градиенты в умеренных широтах показали, что в теплые века мела, когда изотермы смещались к северу на 10-25°, градиенты заметно уменьшались (хотя и оставались значительными), однако разбросы в этих данных были очень большими.
После минимума в конце мела температуры, по-видимому, еще раз повысились и в палеоцене достигли максимума, а затем уже началось длительное и постепенное понижение температур (возможно, из-за смещения северного полюса в Арктику и ее почти полного закрытия, что приблизило ее по суммарным тепловым свойствам к континентам), завершившееся в плейстоцене развитием ледниковых периодов. В качестве иллюстрации на рис. 69 приведена кривая кайнозойских палеотемператур верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана, построенная А. П. Лисицыным по материалам послойного анализа изотопов кислорода в двух колонках пород, полученных в результате бурения в период 6-го рейса «Гломара Челленджера».
Рис. 69. Кайнозойские палеотемпературы верхнего слоя воды в северо-западной части Тихого океана по А. П. Лисицыну. 1 - скважина 44, 19° с. ш.; 2 - скважина 47, 32° с. ш.
Первым крупным районом, на котором сказалось кайнозойское похолодание климата, явилась, естественно, Антарктида. Ныне ледниковый покров на ней, согласно сводке В. И. Бардина и И. А. Суетовой (1967 г.), имеет площадь около 14 млн. км2 и объем 24 млн. км3 (что составляет около 90 % объема всех ледников мира; объем Гренландского ледникового щита равен 2.6 млн. км3; на арктические и горные ледники остается менее 1%); растопление всего антарктического льда повысило бы уровень Мирового океана на 55 м. Около 83% антарктического льда сосредоточено в ледниковом куполе Восточной Антарктиды толщиной до 3.6 км, дно которого лежит в основном выше, а местами значительно выше уровня моря (рис. 70), а поверхность в среднем выше 2 км над уровнем моря. Отделенный от него Трансантарктическими горами ледниковый щит Западной Антарктиды лежит в основном на дне океана и на ряде островов и включает огромные плавающие шельфовые ледники в морях Росса и Уэдделла (площадями соответственно 0.54 и 0.48 млн. км2). Атмосферные осадки над Антарктидой, в среднем всего около 150 мм в год, по некоторым оценкам сейчас немного превышают потери льда (главным образом путем отрыва айсбергов).
Рис. 70. Подледный рельеф Антарктиды. Высоты (м): 1 - более 2000; 2 - 0-2000; 3 - 0-1000; 4 - менее 1000.
Геологические разрезы на о-вах Короля Джорджа и Сеймура и в Южной Австралии (отделившейся от Антарктиды лишь в конце эоцена), а также материалы колонок донных осадков Южного океана свидетельствуют, что ледниковый щит Антарктиды образовался лишь в миоцене - около 20 млн. лет тому назад - и с тех пор существует до нашего времени (это подтверждают и данные о падении уровня Мирового океана на много десятков метров, начавшемся в среднем миоцене и продолжавшемся в течение верхнего миоцена и плиоцена); до этого, т. е. в течение всего палеогена, в Антарктиде господствовал умеренный прохладный климат, по-видимому, с высокогорными ледниками. Отметим, что приблизительно одновременно с образованием ледникового щита Антарктиды или вскоре после него в верхнем миоцене начали возникать высокогорные оледенения на Аляске. По-видимому, около 3 млн. лет тому назад сформировался и с тех пор существует Гренландский ледниковый щит. Ныне он покрывает 1726 тыс. км2 из 2176 тыс. км2 площади Гренландии (еще 108 тыс. км2 там приходится на другие ледники) и включает Северный купол с высотами до 3300м и Южный с высотами до 2730 м; уровень дна 600-1000 м по краям щита и 0-100 м и ниже в его центре. Осадки на щите составляют 300-400 мм в год, расход льда на таяние и образование айсбергов несколько больше прихода, так что сейчас щит медленно сокращается.